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El Bloque de Ordos es un bloque cortical que forma parte del Bloque del Norte de China (BNC). Está rodeado por sistemas de fallas activas y ha sido un bloque diferenciado desde al menos el Mesozoico . Limita al oeste con el Bloque de Alxa , la parte más occidental del BNC; al sur con el cinturón orogénico de Qinling ; al norte con el cinturón orogénico de Yanshan-Yinshan , parte del Cinturón Orogénico de Asia Central; y al este con las montañas Taihang , que forman parte del Orógeno Trans-Norte de China . [ 1 ] Actualmente, el bloque es estable y los grandes terremotos se limitan a las zonas de falla limítrofes. Se ha sugerido que el bloque está experimentando una rotación en sentido antihorario con respecto a la Placa Euroasiática , como resultado de la continua expansión hacia el este de la Meseta Tibetana , [ 2 ] aunque esta visión ha sido cuestionada. [ 3 ]
Medida
El Bloque de Ordos es una parte aproximadamente rectangular delimitada por fallas del Bloque del Norte de China, que a su vez coincide estrechamente con la extensión del Cratón del Norte de China del Paleoproterozoico . Cubre un área de aproximadamente 250 000 km² y tiene una litosfera gruesa de más de 200 km, lo que sugiere que, a diferencia de otras partes del Bloque del Norte de China, conserva un carácter completamente cratónico . [ 4 ]
Geología
La geología superficial del Bloque Ordos consiste en una gruesa secuencia de rocas sedimentarias fanerozoicas en lo que se conoce como la Cuenca Ordos. Hay tres secuencias principales: Paleozoico Inferior , Paleozoico Superior y Mesozoico . La secuencia del Paleozoico Inferior consiste principalmente en rocas carbonatadas que abarcan desde el Cámbrico medio hasta el Ordovícico inferior . Tras una discordancia regional asociada a la orogenia Caledoniana , la sedimentación se reanudó durante el Carbonífero y continuó durante el Pérmico con una secuencia de rocas sedimentarias clásticas, incluyendo espesores significativos de carbón. La secuencia mesozoica suprayacente consiste principalmente en depósitos fluviales y lacustres . La unidad más joven conservada en la cuenca es del Cretácico Inferior, ya que las partes más jóvenes de la secuencia se erosionaron tras el levantamiento durante el Neógeno . [ 5 ] Esta superficie de erosión está cubierta en la parte sur del bloque por depósitos del Neógeno superior al Cuaternario de arcilla roja y loess , parte de la Meseta de Loess . [ 6 ]
La comprensión de la geología profunda del Bloque Ordos se basa en la interpretación de datos gravimétricos y magnéticos , respaldados por una cantidad limitada de muestras de pozos profundos, que proporcionan datos geocronológicos e isotópicos . Con base en este conjunto de datos, el bloque parece estar dividido en una parte norte y otra sur con historias contrastantes. Estas se yuxtaponen a lo largo de la falla Datong-Huachi, que tiene una orientación noroeste-sureste. La parte norte consiste principalmente en rocas metasedimentarias parcialmente migmatizadas con gneises graníticos . Son parcialmente de edad neoarcaica , con reelaboración en varios períodos durante el Paleoproterozoico . Se cree que la parte sur es de edad paleoarcaica a mesoarcaica , con algunas adiciones neoarcaicas. [ 7 ]
Márgenes
Todos los márgenes del Bloque Ordos son tectónicamente activos. El estilo tectónico varía alrededor del bloque, con fallas inversas en su esquina suroeste a lo largo de la Falla Liupanshan. Se observa rifting hacia el noroeste y el norte en las Cuencas Yinchuan, Jilantai y Hetao, y rifting dentro de una zona de deslizamiento lateral derecho distribuido a lo largo de su margen oriental y meridional, formando el Sistema de Rift Weihe- Shanxi . [ 2 ] [ 8 ]
Falla de Liupanshan
Este cinturón de fallas inversas y de cabalgamiento con orientación noroeste-sureste se extiende a lo largo de unos 180 km y forma el margen suroccidental del Bloque Ordos. Este cinturón de cabalgamiento comenzó a formarse durante el Plioceno . La zona acomoda el acortamiento asociado al movimiento hacia el este de la Meseta Tibetana a una tasa de unos 6 mm por año, aunque los datos GPS sugieren que el movimiento actual a través de la zona de cabalgamiento es solo aproximadamente la mitad de esa cantidad. También existe un componente menor de cizallamiento lateral derecho a lo largo de la zona. [ 2 ]
Cuenca de Yinchuan
Esta cuenca de rift de ~160 km de longitud, con orientación SSW-NNE, tiene una geometría de semigraben . Ha estado activa al menos desde mediados del Oligoceno y contiene un relleno sedimentario grueso (>8 km). Ha tenido una larga historia tectónica, comenzando con una fase de extensión dirigida noroeste-sureste desde el Oligoceno hasta mediados del Mioceno. A esto le siguió un corto período de inversión relacionado con compresión NW-SE durante la primera parte del Mioceno tardío, antes de un retorno a la extensión NW-SE durante el resto del Mioceno tardío hasta el Plioceno. Desde el Pleistoceno tardío hasta la actualidad, la cuenca ha estado en un régimen transtensional general afectado por una combinación de compresión NE-SW y extensión NW-SE. [ 8 ] Se ha estimado una tasa de deslizamiento lateral derecho de aproximadamente 2 mm por año a través de la cuenca, con aproximadamente 1 mm por año de extensión. [ 2 ]
Cuenca de Jilintai
La cuenca de Jilintai tiene forma arqueada y sigue la principal zona de fallas que la delimita al norte, compuesta por las fallas de Langshan Piedmont y Seertengshan. Presenta una geometría general de semigraben. Su historia tectónica es similar a la de la vecina cuenca de Yinchuan. [ 8 ] Se ha estimado una tasa de deslizamiento lateral derecho de aproximadamente 0,8 mm por año, con una extensión de aproximadamente 1,6 mm por año. [ 2 ]
Cuenca de Hetao
Esta cuenca tiene una orientación OSO-ENE y también presenta una geometría de semigraben. La principal zona de falla limitante se encuentra al norte de la cuenca y está formada por las fallas de Wulashan, Daqingshan y Helinggeer. Comparte la historia temprana de las cuencas de Yinchuan y Jilintai, pero la tectónica reciente en este caso parece ser aproximadamente de extensión norte-sur. [ 8 ] Las tasas de deslizamiento estimadas son bajas, con altas incertidumbres, con pequeñas cantidades de deslizamiento lateral izquierdo combinado con un pequeño componente de extensión o acortamiento. [ 2 ]
Sistema de la Falla de Shanxi
Este grupo de cuencas de rift forma el margen oriental del Bloque Ordos, con orientación SSW–NNE, a lo largo de una distancia de >900 km. Las cuencas individuales y sus fallas normales de alto ángulo limitantes tienen una orientación WSW–ENE a SW–NE. Presentan una geometría general en escalón , consistente con un sentido de desplazamiento dextral en la zona. La edad de las secuencias sedimentarias de 2,0–3,8 km de espesor en las cuencas indica que se activaron durante el Mioceno al Plioceno. [ 8 ] Las tasas de deslizamiento derivadas del GPS en las diversas cuencas del sistema de rift muestran cantidades pequeñas y consistentes de deslizamiento lateral derecho combinado con cantidades generalmente menores de extensión. [ 2 ]
Cuenca de Weihe
La cuenca de Weihe forma el margen sur del bloque de Ordos. Algunos geólogos la consideran parte del sistema de rift de Shanxi [ 9 ] y otros, un elemento de rift distinto. [ 8 ] [ 2 ]
La cuenca, que tiene un relleno sedimentario de 4 a 6 km de espesor, consta de varias subcuencas con geometría de semigraben, controladas por fallas normales principales. Las cuencas comenzaron a formarse en el Eoceno como resultado de una extensión NO-SE. Después de un breve período de extensión NE-SO en el Pleistoceno, comenzó el contexto tectónico actual , que consiste en una extensión NNO-SSE. Esta extensión continua ha sido responsable de grandes terremotos históricos destructivos, como los de 1556 y 1815. [ 8 ] Los datos GPS no pueden limitar las tasas de desplazamiento actuales . [ 2 ]
Tectónica actual
El bloque sigue siendo una pieza estable de litosfera continental cratónica. Sin embargo, se ha sugerido que actualmente rota en sentido antihorario debido a interacciones con bloques vecinos, en particular la continua expansión hacia el este de la meseta tibetana. Este modelo rotacional predice la presencia de cizallamiento lateral derecho a lo largo de todos los límites del bloque. Los datos GPS se han interpretado para respaldar este modelo. [ 2 ] En otro modelo, no hay rotación del Bloque de Ordos y el cizallamiento lateral derecho se presenta únicamente en los límites occidental y oriental, y el cizallamiento lateral izquierdo en los límites septentrional y meridional. Los datos GPS también se han interpretado para respaldar el modelo no rotacional. [ 3 ]
Referencias
- ↑ Chen, W.; Liufu, Y.; Wu, L.; Zhang, C.; Zhang, H.; Wang, Y.; Zhang, Q.; Xiao, A. (2021). "Alóctonos extensionales del Cretácico Inferior en Taihang Shan asociados con la destrucción del Cratón del Norte de China". Journal of Asian Earth Sciences . 232. doi : 10.1016/j.jseaes.2021.104933 .
- 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Zhao, B.; Zhang, C.; Wang, D.; Huan, Y.; Tan, K.; Du, R.; Liu, J. (2017). "Cinemática contemporánea del bloque de Ordos, norte de China y sus sistemas de rift adyacentes restringidos por densas observaciones GPS" . Journal of Asian Earth Sciences . 135 : 257–267 . Bibcode : 2017JAESc.135..257Z . doi : 10.1016/j.jseaes.2016.12.045 .
- 12Hao , M .; Wang, Q.; Zhang, P.; Li, Z.; Li, Y.; Zhuang, W. (2021). ""El bamboleo del marco" provoca deformación de la corteza alrededor del bloque de Ordos". Geophysical Research Letters . 48 (1). Bibcode : 2021GeoRL..4891008H . doi : 10.1029/2020GL091008 .
- ↑ Wan, Y.; Xie, H.; Yang, U.; Wang, Z.; Liu, D.; Kröner, A.; Wilde, SA; Geng, Y.; Sun, L.; Ma, M.; Liu, S. (2013). "¿El Bloque Ordos es Arcaico o Paleoproterozoico en edad? Implicaciones para la evolución precámbrica del Cratón del Norte de China". American Journal of Science . 313 (7): 683– 711. Bibcode : 2013AmJS..313..683W . doi : 10.2475/07.2013.03 . hdl : 20.500.11937/35389 .
- ↑ Xiao, XM; Zhao, BQ; Thu, ZL; Song, ZG; Wilkins, RWT (2005). "Sistema petrolífero del Paleozoico superior, cuenca de Ordos, China". Marine and Petroleum Geology . 22 (8): 945– 963. Bibcode : 2005MarPG..22..945X . doi : 10.1016/j.marpetgeo.2005.04.001 .
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