Este es el período de desarrollo del sótano de la plataforma del norte de China. Durante 3.500 millones de años, toda la región del norte de China ha permanecido en un entorno de aguas profundas. En el Arcaico Temprano, debido a la delgada corteza y al afloramiento de material del manto, la actividad volcánica era muy frecuente y activa. Se forma una gran cantidad de rocas volcánicas medio alcalinas como basalto toleítico, rocas volcánicas calco-alcalinas y rocas piroclásticas.
Bajo la influencia de una fuerte orogenia, estos sedimentos han sufrido múltiples pliegues, levantamientos y engrosamientos, y han sufrido metamorfismo a alta temperatura bajo la acción de un alto flujo de calor. La superposición de múltiples etapas de deformación metamórfica dio como resultado la aparición de estas rocas antiguas en forma de estructuras de cúpula de granito-gneis, acompañadas de migmatita plutónica, construidas como un conjunto de piedras verdes que contienen komasita en el Arcaico Tardío.
Después del vulcanismo-sedimentación-metamorfismo del ciclo Jining en el Arcaico temprano y el vulcanismo-sedimentación-metamorfismo del ciclo Wulashan en el Arcaico tardío, varias cadenas de islas y núcleo continental inicial desconectadas silico-magnesia y el bloque continental de silicio y alúmina finalmente se acumuló, se expandió y se soldó, sentando el prototipo de la base de la Plataforma del Norte de China. (2) La formación de la Plataforma del Norte de China en el Proterozoico Temprano
La sedimentación volcánica durante este período ocurrió en las áreas de la Montaña Wula, la Montaña Daqing y la Montaña Seteng en la parte norte de la Meseta de Ordos. compuesto principalmente por una serie de magnesio marino. Está compuesto por basalto toleítico ferruginoso, lava volcánica calco-alcalina, roca clástica normal y roca carbonatada, y tiene una construcción típica de piedra verde. Al mismo tiempo, también se produjo sedimentación en el borde del antiguo continente arcaico, que era un conjunto de rocas volcánicas marinas, rocas clásticas y rocas carbonatadas.
A finales del Proterozoico Inferior, el Movimiento de las Montañas Selten provocó un engrosamiento, consolidación y cratonización de la corteza terrestre. La actividad magmática que acompañó al movimiento tectónico básicamente consolidó y estabilizó la Plataforma del Norte de China, formando la Plataforma Alxa en el oeste, la Plataforma Shanxi en el este, el Bayan Obo en el norte, e incluso más. (3) Etapas de desarrollo de caprock del Proterozoico medio y tardío
La deposición de caprock se refiere a la formación de un antiguo basamento cristalino de una plataforma, sobre el cual se depositó un conjunto relativamente estable de rocas clásticas terrestres normales, y al subdesarrollo de la actividad volcánica. Debido a que está cubierto por estratos Paleozoicos y estratos Mesozoicos y Cenozoicos enormemente gruesos, aún se desconoce si hubo depósitos de roca de capa en el Mesozoico y Proterozoico Tardío en el bloque de Ordos. Sin embargo, de acuerdo con las características de distribución del Grupo Huangqikou y el Grupo Wangquan en el área de la Montaña Helan, el Grupo de la Montaña Zartai en el área de la Montaña Zartai y el Grupo Bayan Obo en el área de Bayan Obo, la sedimentación de roca de capa en este período se limitó a En estas áreas, se infiere que el Macizo de Ordos se encuentra bajo el No puede haber sedimentos del Proterozoico Medio o Tardío. (4) Era Paleozoica - Sedimentación Marina Marginal
Durante este período, el bloque continental de Ordos era un ambiente de depósito marino superficial, con agua de mar proveniente del Mar de China del Norte y el Mar de Qilian. Después de que se formó el antiguo continente al final del Proterozoico temprano, la forma del relieve en esta área quedó casi aplanada y la corteza continental se estabilizó después de una erosión a largo plazo. A principios del Paleozoico, el área descendió a una cuenca marina poco profunda y recibió sedimentación. Las rocas clásticas sedimentarias del período Longwangmiao del Cámbrico temprano son equivalentes al período Mantou del norte de China. El levantamiento Dongsheng (es decir, el levantamiento Ulange) se encuentra en el área de Dongsheng. En aquella época, el clima era seco y caluroso, el agua del mar era poco profunda y la salinidad era alta. Los sedimentos forman areniscas y lutitas de color púrpura, y la dolomita a menudo contiene pseudomorfos de yeso y halita. En el Cámbrico Medio, la transgresión marina se expandió, formando estructuras de rocas carbonatadas. La regresión del Cámbrico tardío condujo a la formación de carbonatos planos de marea. Las litofacies sedimentarias de la superficie del mar en esta área constituyen un ciclo sedimentario transgresivo-regresivo completo, que es una sedimentación típica de casquete de plataforma. El buen entorno ecológico del Cámbrico medio y tardío permitió que prosperaran una gran cantidad de trilobites y braquiópodos. Después de una breve retirada del mar en el Cámbrico Superior, se produjo una transgresión marina a gran escala en toda la región en el Ordovícico Inferior.
Al principio, el agua del mar era poco profunda y el clima cálido, creando un ambiente de evaporación. Posteriormente, el agua del mar era más profunda y comenzaron a florecer organismos, principalmente cefalópodos, gasterópodos y braquiópodos. A finales del Ordovícico temprano, el mar de Beihai y el mar de Qilian se comunicaban en esta zona. El primer episodio (temprano) del Movimiento de Caledonia Central ocurrió al final de Majiagou en el Ordovícico temprano, lo que provocó que el bloque de Ordos se elevara y provocara la regresión del mar, lo que resultó en la ausencia del Ordovícico Medio en el área. Al final del Ordovícico Medio, se produjo la segunda fase (tardía) del movimiento mesocaledonio en la región. La Plataforma del Norte de China se elevó sobre una gran superficie, lo que provocó una gran regresión del mar. zona de denudación, lo que resulta en una falta de movimiento del Ordovícico tardío en la Plataforma del Norte de China, sedimentos del Silúrico, Devónico y Carbonífero Inferior. En el Carbonífero Medio, después de una erosión prolongada en el área de Ordos, el agua de mar invadió nuevamente, formando la formación de roca carbonatada clástica marina poco profunda de la Formación Benxi en el Carbonífero Medio. En el Carbonífero Medio se encuentran a menudo mineral de hierro y arcilla con alto contenido de aluminio. el fondo de la Formación Benxi.
Durante el Carbonífero Superior, el agua de mar de la zona invadió y retrocedió de vez en cuando, formando las estructuras sedimentarias del Carbonífero Superior. En el Pérmico Temprano, el Macizo de Ordos era un entorno sedimentario de llanura costera, con estructuras sedimentarias de ríos, lagos y pantanos que contenían carbón en la llanura. (5) Etapa de desarrollo mesozoico y cenozoico - cuenca de depresión
1 Mesozoico temprano - La cuenca de Ordos comenzó a desarrollarse.
La región de Ordos tuvo un clima seco y cálido en el Triásico Inferior, con una vegetación poco desarrollada. Está compuesto principalmente por rocas clásticas finas rojas de facies fluvial y lacustre, y los sedimentos son principalmente areniscas y lutitas. Los reptiles abundan aquí, principalmente reptiles de cuatro patas como los saurópodos, las bestias Ordos y las bestias Hazhen. Durante el Triásico Medio, se depositaron conglomerados rojos y lutitas en el borde oriental de la cuenca. La parte media está cubierta de lutita de color gris verdoso y en algunos lugares hay vetas de carbón. Crecen plantas, principalmente costillas y cedro. Los reptiles están representados en China por la bestia Kenji. Al final del Triásico Medio se produjo el segundo episodio del movimiento indosiniano, que provocó la discontinuidad de los estratos del Triásico Medio y Tardío. La parte norte de la cuenca se elevó, faltaban los estratos del Triásico Tardío, la depresión en el borde occidental continuó disminuyendo y el centro de la cuenca comenzó a hundirse. La región de Ordos ha comenzado a entrar en un período típico de desarrollo de cuencas interiores. En el Triásico Tardío, a excepción de la parte norte, se depositó lutita de color gris verdoso en otras áreas y había vetas de carbón en áreas locales. El espesor sedimentario en el borde de la cuenca es de sólo 100 metros, el espesor sedimentario máximo en el medio de la cuenca es de 300 metros y el espesor sedimentario máximo en el área occidental de la Montaña de la Mesa es de 1.800 metros. Se puede observar que el centro de la depresión de la cuenca se encuentra en la región occidental. Las plantas se desarrollaron en el Triásico Tardío, formando una comunidad vegetal regional representada por la flora Yanchang. Al final del Triásico Superior se produjo el tercer episodio del movimiento indosiniano y la cuenca se elevó durante un tiempo, lo que provocó la erosión de algunos estratos del Triásico Superior.
2 A finales de la Era Mesozoica, el apogeo de la cuenca de Ordos, los dinosaurios pasaron de la prosperidad a la extinción.
En el Jurásico Temprano y Medio, la Cuenca de Ordos era un conjunto de sedimentos continentales. A mediados y finales del Jurásico Temprano, un conjunto de depósitos de rocas clásticas continentales con un espesor de más de 100 metros (la Formación Fuxian) se depositó sólo en la parte sur del Estandarte de Junggar. En el Jurásico Medio, la cuenca tenía un clima subtropical cálido y húmedo, con vegetación desarrollada y un conjunto de sedimentos arenosos carboníferos que gradualmente se adelgazaban de oeste a este. La vegetación del Jurásico Temprano y Medio era rica. En el Jurásico temprano, había una flora de helechos Pteris - helechos Pteris; en el Jurásico Medio, había una flora de helechos coníferos - Pseudomonas aeruginosa; además, había ginkgos, coníferas y cícadas. En el reino animal existen peces, mariscos, ostrácodos, etc. que viven en ríos y lagos.
El segundo episodio del Movimiento Yanshan ocurrió al final del Jurásico Medio, provocando un fuerte plegamiento y fallas del Jurásico Medio e Inferior, elevando la Depresión de la Plataforma de Ordos a una zona de denudación. A principios del Cretácico, la cuenca de Ordos declinó y la mayor parte de la región recibió sedimentación del Cretácico Inferior, formando el Grupo Zhidan de estratos sedimentarios del Cretácico Inferior (hoy llamado Formación Yijinhuoluo). En la etapa inicial se trató de clásticos rojos de facies fluviales y lacustres, y en la etapa posterior, de facies lacustres arenosas fangosas, con un espesor total de más de 1.000 metros. El depocentro está ubicado en la parte norte de la cuenca, que es una cuenca en forma de canasta que se extiende de norte a sur. La parte oriental de la cuenca se ha retirado al área de Dongsheng. A mediados del Cretácico Inferior, la cuenca comenzó a encogerse y la Formación Dongsheng se construyó con sedimentos clásticos rojos. A finales del Cretácico Inferior, la cuenca de Ordos en su conjunto se elevó, el agua del lago retrocedió y las orillas del lago se secaron. En el Cretácico Superior, la cuenca se convirtió en una zona de denudación. En el Cretácico Inferior, la cuenca de Ordos estaba dominada por lagos y ríos, con exuberantes plantas y diversas especies animales. Los reptiles son principalmente dinosaurios y tortugas, pero también abundan los peces, moluscos acuáticos, arácnidos y ostrácodos. (6) Formación de relieve cenozoico-moderno
El Paleógeno de esta área se compone principalmente de arenisca roja que contiene yeso y escombros fangosos de ríos y lagos. El Eoceno en la cuenca de Ordos comenzó a declinar. Los sedimentos del Oligoceno en la parte occidental de la cuenca están ampliamente distribuidos, principalmente un conjunto de estructuras sedimentarias que contienen yeso rojo, y el Neógeno está menos desarrollado. La fauna del Oligoceno era rica, compuesta principalmente por una amplia variedad de mamíferos: Brontotherium, rinocerontes gigantes, rinocerontes anfibios, etc. En la parte oriental de la cuenca no existe Paleógeno. Sólo se han encontrado estratos sedimentarios del Plioceno. La litología es lutita roja, lutita arenosa intercalada con margas y nódulos grises. El fondo es de brecha pequeña y gruesa, de 50 a 100 metros de espesor. Se trata de depósitos lacustres y de facies fluviales. Los principales mamíferos son el rinoceronte, el rinoceronte de un cuerno, el cuerno de ciervo y el caballo de tres dedos. El Paleógeno y el Neógeno también fueron períodos en los que florecieron las angiospermas, representadas por el álamo, el sauce, el olmo, la magnolia y el nogal.
El Período Cuaternario trata principalmente sobre el surgimiento de los humanos y hay muchas glaciaciones. En el área de Sarawusu en el extremo sur de Ordos, hay depósitos fluviales de limo y arcilla del Pleistoceno tardío, en los que se pueden ver fósiles humanos, fósiles del Paleolítico y una gran cantidad de fósiles de mamíferos y aves asociados.
Los fósiles humanos se denominan "Hombre Hetao" y los mamíferos se denominan "Fauna Sarawusu", que incluye principalmente elefantes caballos, perros moteados, lobos, ciervos, rinocerontes lanudos, caballos salvajes, burros salvajes, alces Hetao, etc.
En resumen, la historia del desarrollo geológico del bloque continental de Ordos ha pasado por varios períodos importantes. Las actividades tectónicas en varios períodos desde el Arcaico han tenido diversos grados de impacto en la aparición y el desarrollo del bloque continental. . A juzgar por todo el proceso histórico de desarrollo de este bloque continental, el bloque continental de Ordos experimentó el desarrollo de la antigua serie de rocas cristalinas del basamento y la deposición de la cubierta paleozoica. Finalmente, debido a la influencia del Movimiento del Himalaya, el bloque continental. se levantó en su conjunto, formando una nueva forma de meseta.