El impacto del movimiento cenozoico de la placa indoaustraliana en Eurasia
Parker et al. (1985) compilaron un atlas que muestra la historia del desarrollo tectónico de la región desde el Pérmico Superior (240 Ma) en el Pacífico occidental y el Océano Índico. Entre ellos, al hablar de la historia del desarrollo del Océano Índico, señalaron que el Océano Índico comenzó a desarrollarse en el Período Jurásico (190 Ma). Cuando se produjo un evento de ruptura en el borde norte de la placa australiana (Gondwana), los bloques Birmania, Sisula y otros comenzaron a separarse gradualmente de la placa australiana, durante lo cual comenzó la expansión del fondo marino. Este fue el comienzo del nacimiento de la placa oriental moderna. Océano Índico, y también Comienzo de la expansión del primer fondo marino en el Océano Índico. A medida que estos bloques se desplazaron hacia el norte, el Océano Índico oriental se expandió gradualmente y el Océano Tetis, al norte, se hundió gradualmente bajo la placa asiática. Durante el Cretácico (135 Ma), la Placa Índica se separó de la Placa Antártica (Gondwana) y se desplazó hacia el norte. Durante este período, se produjo una expansión del fondo marino y el Océano Índico occidental emergió gradualmente. En la parte norte de la Placa Índica, el Océano Tetis se subduce gradualmente bajo la Placa Euroasiática a medida que la Placa Índica se mueve hacia el norte. Aproximadamente entre 50 y 43 millones de años, la placa india que se movía hacia el norte chocó con el continente asiático y la dirección tectónica de las placas oceánicas globales experimentó importantes ajustes. La placa del Pacífico pasó de moverse en dirección NNW a moverse en dirección NWW (Uyeda et al., 1973; Hilde, 1977); hace 43,5 millones de años, la placa australiana comenzó a separarse de la placa antártica y comenzó a extenderse el fondo marino. entre las dos placas, esta cresta en expansión se extiende hacia el noroeste hasta la costa occidental de África, es decir, se forma una nueva cresta en expansión en el Océano Índico. Esta es la tercera extensión submarina del Océano Índico. A los 44 millones de años, cesó la expansión del fondo marino entre Australia y el sudeste asiático. La corteza oceánica producida por las tres expansiones del fondo marino del Océano Índico se muestra en la Figura 6.2, y los cambios en la tasa de expansión se muestran en la Figura 6.3. En la figura se puede observar que la corteza oceánica producida por la primera expansión del fondo marino existe en Australia
Figura 6.2 Edad del fondo marino del Océano Índico (según G.H. Packham, 1993)
①1A: M26-M11, 155 ~136 Ma, Jurásico Tardío a Cretácico Temprano. 1B: M10-A34, 136~96 Ma, Cretácico temprano a Cretácico tardío; ②A34-A20, 96~43,5 Ma, Cretácico tardío a Eoceno medio ③A20-Moderno, 43,5~0 Ma, Eoceno medio a moderno
En las aguas de Australia occidental y el sur de Indonesia, la corteza oceánica producida por la expansión del segundo fondo marino existe al sur de la corteza oceánica producida por la expansión del primer fondo marino en el sur de la India, y la corteza oceánica producida por la expansión del tercer fondo marino existe en el centro. y el sur del Océano Índico y las aguas entre Australia y la Antártida. La tasa de expansión está limitada por 50 Ma. La tasa de expansión del segundo fondo marino antes de 50 Ma aumentó gradualmente, de 16 cm/a a 21 cm/a a 50 Ma, la tasa de expansión disminuyó repentinamente a 8 cm/a a 43 Ma; a 7 cm/a a 30 Ma y se ha mantenido estable a este ritmo hasta hoy.
T.Y.Lee et al. (1995) discutieron el movimiento relativo de la placa india y la placa euroasiática en el Cenozoico basándose en los datos de Muller et al. Concluyeron que la posición del polo de Euler del movimiento relativo de la placa indio-eurasiática se muestra en la tabla 6.1.
Figura 6.3 La curva cambiante de la tasa de expansión del fondo marino del Océano Índico
Hace 50 Ma chocó con la placa euroasiática, y la tasa de expansión disminuyó repentinamente a aproximadamente 28 Ma, la expansión; tasa estabilizada
Tabla 6.1 Las posiciones de los polos de Euler en el movimiento relativo de la placa india y la placa euroasiática durante el Cenozoico
Las posiciones de estos polos de Euler se basan en las ubicaciones de los puntos calientes de la Tierra y las características de deformación de la cuenca sedimentaria central de la India (Royer et al., 1991), por lo que expresa con mayor precisión el movimiento relativo de la placa india y la placa euroasiática. A partir de esto, calcularon la velocidad y el ángulo del movimiento de convergencia relativa de las dos placas, como se muestra en la Figura 6.3.
Se puede ver en la figura que desde el Cretácico Superior hasta el Paleoceno Inferior, la tasa de convergencia de la Placa India y la Placa Euroasiática fue de 170 mm/a, que fue el período de tasa de convergencia más alta durante este período, la dirección del movimiento fue NE. -SW aproximadamente en el Paleoceno tardío En el Plioceno (alrededor de 58 Ma), la tasa de convergencia de las dos placas cayó repentinamente a 110 mm/a, y la dirección permaneció sin cambios en el Eoceno medio (alrededor de 44 Ma), la tasa de convergencia repentinamente; cayó a 60 mm/a; la dirección de convergencia fue en 36 Ma (Oligoceno temprano) cambió de 40 ° noreste a aproximadamente 12 ° noreste, y la dirección fue más al norte a mediados del Mioceno temprano (aproximadamente 21 Ma), la tasa de convergencia; cayó repentinamente a 45 mm/a, y la dirección fue hacia el este. Se desvió 5 ° finalmente, a principios del Mioceno tardío (aproximadamente 10 Ma), la tasa de convergencia se recuperó a 50 mm/a y la dirección permaneció sin cambios.
Tapponnier et al. (1982) realizaron un experimento de simulación física. Creyeron que la placa india es una placa rígida, la placa euroasiática es una placa plástica y la parte sureste del bloque de Indochina es. un límite libre. Por lo tanto, puede rotar y trasladarse libremente. Según sus resultados experimentales, el bloque indosiniano fue extruido hacia el sureste durante más de 1.000 kilómetros durante el Cenozoico. Peltzer et al. (1988) estudiaron y reconstruyeron el desplazamiento horizontal del bloque continental del sudeste asiático en el Cenozoico. Creen que entre 45 y 35 Ma, la convergencia entre la placa india y la placa euroasiática se desplazó hacia la península malaya, Sumatra y Kalimantan. Como resultado, estos bloques se extruyeron hacia el sureste a lo largo de las zonas de falla de Mae Ping y Tres Pagodas. Avouasc et al. (1993) y Molnar et al. (1989) utilizaron datos sísmicos naturales y datos de fallas de rumbo y actividad normal de fallas para calcular y concluyeron que cuando la placa india y la placa euroasiática chocaron, la meseta tibetana se acortó a un ritmo. tasa de 5 mm/a en la dirección norte-sur. La dirección este-oeste se está elongando a una tasa de 10 mm/a. Los grabens norte-sur en la meseta tibetana y el Himalaya son el resultado del alargamiento este-oeste. Sin embargo, Dewey et al (1989) calcularon la tasa de acortamiento de la corteza terrestre causada por la colisión de la placa india y la placa euroasiática actual: la tasa de acortamiento total es de 55 mm/a, incluidos 13 mm/a en las montañas Tianshan, 6 mm/a en las montañas Kunlun, y 5 mm/a en el Tíbet central a, Himalaya 18 mm/a, restantes 3 mm/a. Desde el este de Qinghai-Tíbet hasta las montañas de Altai, la tasa de acortamiento total es de 55 mm/a, deduciendo 5 mm/a en el centro de Qinghai-Tíbet, 3 mm/a en las montañas Nanshan, 11 mm/a en las montañas de Altai y 18 mm/a en el Himalaya, dejando 18 mm/a. Por lo tanto, creen que el bloque indosiniano fue extruido hacia el sureste no más de 200 km durante el Cenozoico (Figura 6.4).
Figura 6.4 La trayectoria del movimiento de la placa india en relación con la placa euroasiática desde hace 45 Ma
A, B, C y D representan la posición actual, y A′, B′ , C′ y D′ Representa la posición antes de 45 Ma
1—Área desaparecida de Asia; 2—Área india mínima desaparecida 3—Área india máxima desaparecida
Figura 6.5 Diagrama de tensión de la península de Indochina y el Himalaya
DBPF: falla de Mobianfu; JF: falla de Gali; LMS: falla de tracción inversa de Longmenshan: falla de límite principal; Falla de Sagaing; Falla de las Tres Pagodas; Falla de WCF: Basse et al. (1988), Dewey et al. (1989) y De Mets (1990) calcularon y analizaron el movimiento de la placa india en relación con la placa euroasiática. en el Cenozoico. Basándose en un análisis exhaustivo de la distribución de las franjas de anomalías magnéticas en el fondo del Océano Índico, datos paleomagnéticos, actividad volcánica y la edad de las rocas carbonatadas de aguas poco profundas, creen que el principal evento de colisión entre la Placa Índica y la Placa Euroasiática ocurrió hace 45 Ma, y la colisión occidental ocurrió entre 55 y 50 Ma.
Desde hace 45 Ma, la colisión entre la Placa India y la Placa Euroasiática ha acortado el continente en 2150 km al oeste (punto A en la Figura 6.4) y 2860 km al este (punto B en la Figura 6.4). El área total se redujo en 57 × 105 ~ 62 × 105 ± 11,5 × 105 km2, el área de la placa asiática se redujo en 34,5 × 105 ~ 42 × 105 km2 y el área de la placa india se redujo en 20 × 105 ~ 25,8 × 105 km2, lo que representa entre el 30 y el 45 de la reducción total del área. Basándose en los modelos propuestos por Zhao et al. (1985), Lyon Caen et al. (1985) y Le Pichon et al. (1988), creyeron que la colisión de la placa india y la placa euroasiática acortó la corteza. el desprendimiento de la corteza superior e inferior y la subducción de la corteza inferior porque está en el manto terrestre. También demostraron mediante cálculos que sólo el 10% de la corteza inferior se movía hacia el este. Por lo tanto, la cantidad de extrusión hacia el sur del bloque indosiniano fue mucho menor que los resultados obtenidos por el experimento modelo de Tapponnier et al. Huchon (1996), Le Pichon et al. (1994) utilizaron la solución del mecanismo focal y la actividad de falla de datos sísmicos naturales para calcular el diagrama tensión-deformación producido por la colisión de la placa india y la placa euroasiática en el sur y sudeste asiático. (Figura 6.5). En la figura se puede ver que alrededor del Himalaya, la dirección de la tensión horizontal máxima se extiende casi 180°: en el Himalaya septentrional, la dirección de la tensión horizontal máxima es NNE, de este a oeste en el sur de China en el este, y de este a oeste en el sur de China en el este. casi de norte a sur en la península de Indochina en el sureste. Utilizaron los cambios de posición de la placa india en relación con la placa asiática en el Cenozoico para inferir los cambios en el campo de paleoestrés en el área, y discutieron la historia del rifting de las cuencas sedimentarias en el área desde hace 50 Ma, la historia de la actividad de fallas de rumbo y la historia de expansión de la cuenca del Mar de China Meridional. Creen que los cambios en el campo de tensiones en estas áreas controlan la apertura de las cuencas sedimentarias en el área, la dirección del movimiento de las fallas de deslizamiento y la apertura de la cuenca del Mar de China Meridional.
De la discusión anterior se puede ver que todavía existen diferentes puntos de vista y un gran debate sobre los métodos de deformación y los resultados de la deformación de las placas causada por la colisión de la placa india y la placa euroasiática en el Cenozoico. En primer lugar, con respecto a los resultados del cálculo de Huchon et al. de la tensión horizontal máxima, creemos que para un objeto, el campo de tensión que se le suma no es equivalente a su campo de movimiento. Porque después de que un objeto se somete a tensión, el hecho de que se mueva también depende de sus condiciones límite, es decir, también depende de si la tensión puede superar la fricción límite. Por ejemplo, después de la colisión de la placa india y la placa euroasiática, el continente euroasiático estuvo sujeto a tensiones horizontales en dirección sureste, pero no necesariamente se movió. Tuvo que superar la falla de desplazamiento Honghe-Yinggehai entre las dos. Placas y litosfera. Fricción inferior. La acumulación de fricción puede liberarse por la ocurrencia de terremotos, pero no necesariamente por el movimiento de la masa terrestre, por lo que no necesariamente puede causar el movimiento de la masa terrestre. Además, el modelo de Tapponnier trata la placa euroasiática como una placa de plástico, lo que es muy diferente de la situación real; además, sólo prestan atención al efecto de empuje de la placa india sobre la placa euroasiática y no tienen en cuenta la influencia; del flujo del manto. Creemos que después de que la Placa India y la Placa Euroasiática colisionaron, junto con la litosfera oceánica del Océano Tetis, empujaron a la Placa Euroasiática y la astenosfera subyacente a moverse hacia el sureste. Su influencia en la deformación interna de la placa también debe considerar la fricción dentro de la placa. Sólo después de superar la fricción se puede producir un movimiento relativo dentro de la placa. Además, la acumulación de fuerzas de movimiento dentro de la placa puede liberar energía a través de terremotos y. no necesariamente tiene que producir movimiento. Se puede observar que un bloque de terreno sometido a esfuerzos horizontales no necesariamente producirá movimiento. A juzgar por los datos geológicos regionales, causó deformación por compresión (suroeste) y deformación tensional (sureste) de la litosfera euroasiática, lo que provocó la expansión del fondo marino cenozoico en el Mar de China Meridional, pero no fue la principal fuente de fuerza impulsora. Debido a que hubo dos expansiones del fondo marino en el Mar de China Meridional durante la Era Cenozoica, solo la primera expansión del fondo marino coincidió con la colisión entre la Placa India y la Placa Euroasiática. La segunda expansión del fondo marino ocurrió diez millones de años después de la colisión. ver con eventos de colisión. Según el análisis del proceso de transmisión de fuerzas, es poco probable que la colisión entre la placa india y la placa euroasiática provoque inmediatamente una expansión del fondo marino en el Mar de China Meridional, a mil kilómetros de distancia. Por lo tanto, no existe una relación directa entre la expansión del fondo marino del Cenozoico en el Mar de China Meridional y la colisión entre la placa india y la placa euroasiática, sino sólo una relación desencadenante indirecta.