Desde el Mesoproterozoico, la antigua corteza continental de la placa China ha provocado el desequilibrio de la ruptura continental en el fondo tectónico discreto (Cheng, 1994), es decir, tomando como precursoras las estructuras lineales Paleoproterozoicas preexistentes, la formación de una serie de fisuras de tres puntas, la estructura evolucionó de fisuras a depresiones, y la transición sedimentaria fue de rocas volcánicas a rocas carbonatadas. Evolucionó en un Ao Latrough en los bordes norte y sur del Bloque del Norte de China. Limitada por la falla de Luanchuan-Gushi, la parte norte está delimitada por la depresión occidental de Henan Aola y la depresión de Xuhuai Aola, y el área de North Qinling en el sur sigue siendo un entorno de valle del rift. En la construcción de rocas volcánicas sedimentarias, los dos lados de la falla Luanchuan-Gushi son completamente diferentes. En la parte norte del sur de China, el Grupo Wufoshan y el Grupo Ruyang se desarrollan respectivamente de norte a sur. En general, se compone principalmente de un conjunto de arenisca estacional, arenisca estacional feldespática y lutita, con una pequeña cantidad de dolomita. El fondo es generalmente arenisca sedimentaria clástica plana de marea costera con arenisca conglomerada, y el espesor aumenta a 1000 ~ 1000. en el sur 4000 metros. El Grupo Guankou Kou y el Grupo Luanchuan en el área de Luanchuan-Fangcheng están dominados por depósitos de carbonato y su litología es principalmente dolomita. Hay una gran cantidad de franjas y grupos de pedernal, y son ricos en estromatolitos, lo que indica que el agua de mar se vuelve más profunda. hacia el sur. En general, de norte a sur, hay una transición de costa a llanura de marea y a un entorno de depósito de plataforma limitado.
Tabla 2.1 Lista de etapas de evolución tectónica y tipos de cuencas en el sur y norte de China
Figura 2.3 Evolución tectónica neoproterozoica-cenozoica y tipos de cuencas en sur y norte de China
La Henan West La Trench está ubicada en el medio del margen sur del continente del norte de China, comenzando desde Runan y Queshan en el este, hasta Tongguan en el cruce de Shanxi, Henan y Shaanxi en el oeste, frente a Meicao en Qinling. Montañas en el sur y Houma y Changye en el norte. La cuenca tiene una estructura dual, a la que se superponen fisuras tempranas y depresiones tardías, formando un ciclo completo de desarrollo de la depresión de Aola.
2.1.3.1 Etapa de depresión cratónica-rift del margen continental pasivo neoproterozoico (Pt3)
(1) Evolución tectónica
Desde el Neoproterozoico, con la fuerte expansión de la depresión de Mengxing en la parte norte del bloque del norte de China, la depresión de Qinling en el borde sur del bloque del norte de China también se expandió fuertemente, formando el océano Qinling-Dabie entre los bloques Yangtze y el norte de China, que es el océano Songshugou-Kuanpingyang. de desarrollo continuo. La ofiolita mesoproterozoica Songshugou y la ofiolita Kuanping desarrolladas a lo largo de la zona de falla de Shangdan son ofiolitas de pequeñas cuencas oceánicas (Zhang et al., 1991; Zhou Dingwu et al., 1995; Zhang Guowei et al., 1995), lo que indica que el océano central de las montañas Qinling cuenca.
Al final del período Qingbaikou, el bloque continental del norte de China fue comprimido y su borde sur se elevó. La deposición de la cuenca occidental de Henan terminó y se produjo la inversión estructural y la denudación. Sólo Xuhuai y las áreas al este están cubiertas por grandes extensiones de agua de mar.
Poco después del Movimiento Jinning, el Bloque del Norte de China y el Bloque Yangtze se unieron. Bajo la tensión de tracción del Período Siniano, el Canal Qinling se resquebrajó nuevamente y el agua del mar se comunicó. El sistema Sinian se distribuye principalmente al sur de la falla Yexian-Lushan en Henan y Anhui. En Xuhuai y las áreas al este de él, se ha desarrollado una secuencia sedimentaria de esquisto carbonatado rico en magnesio de facies marinas poco profundas y litoral de espesor de 3.500 a 5.000 m de espesor. Durante la época del Sinio Tardío, el bloque continental del norte de China se levantó en su totalidad y sufrió erosión y erosión. Luego, a principios del Cámbrico temprano, se formaron depósitos clásticos gruesos en abanico de turbidita en Huainan, Zhenshan y Zhuanglin, Anhui.
Este conjunto de sedimentos fue considerado por sus predecesores (Zhang et al., 1998, Cao Gaoshe et al., 2006) como depósitos de morrenas glaciares en las estribaciones del sistema Sinian. A juzgar por sus características sedimentarias y composición de gravas, este conjunto de conglomerados debería ser producto del Cámbrico Inferior. Al mismo tiempo, se desarrolló un conjunto de depósitos de facies de plataforma evaporativa de esquisto-carbonato-clástico en las partes central y norte de la cuenca Xujun, lo que muestra diferencias obvias en los ambientes deposicionales entre las partes norte y sur del Bloque Norte de China.
(2) Tipos de cuencas
La parte norte del sur de China está limitada por la falla Luanchuan-Queshan-Gushi-Feizhong. La parte norte del sur de China todavía mantiene un ambiente estructural sedimentario cratónico estable, y su parte sur evolucionó gradualmente hacia un margen continental pasivo debido al desarrollo continuo de la depresión norte de Qinling, y el bloque continental del norte de China formó una cuenca de depresión cratónica (Zhong , 2006). Las cuencas de margen continental pasivas cratónicas se desarrollan en la parte sur del bloque norte del sur de China, que puede dividirse en la depresión occidental de Henan-Xuhuaitai y el levantamiento de Zhoukou (Figura 2.4). La Formación Sichakou y la Formación Xiewan distribuidas en la parte sur de la Falla Luanchuan-Gushi son un conjunto de areniscas compuestas de flysch, intercaladas con rocas volcánicas básicas y rocas carbonatadas arcillosas, con un espesor de 3000 ~ 6000 m (Xi Wenxiang et al., 1997), lo que indica que el área de North Qinling sigue siendo un entorno de cuenca del rift. El área de North Huaiyang también estuvo en un ambiente de valle del rift durante el Neoproterozoico. El grupo de rocas Foziling del Neoproterozoico-Paleozoico temprano en Anhui es una serie de esquistos verdes, y las rocas originales del grupo de rocas Zhengtangzi en la parte inferior son rocas volcánicas bimodales y rocas clásticas (Zhou Dingwu et al., 1998). Las rocas volcánicas alcalinas en erupción de la Formación Dahongkou entre 700 y 600 Ma se desarrollaron en el margen sur, lo que también indica un ambiente de rift continental.
La depresión occidental de Henan-Xuhuaitai se distribuye hacia el noroeste a lo largo de las áreas de Yima, Zhumadian y Huainan-Xuzhou. El levantamiento de la plataforma Zhoukou en el noreste está compuesto por rocas clásticas y rocas carbonatadas, con un espesor sedimentario máximo de 700 m. La depresión del margen sur de la cuenca del cratón está conectada con el antiguo océano Qinling en el sur. El hundimiento desarrolla la Formación Bagongshan del Sistema Qingbaikou, que pertenece a un conjunto de facies de plataforma continental y está dominada por lutitas y calizas de micrita con lechos cruzados montañosos, lo que indica que el agua de mar es más profunda que la del sur de Henan. Estos sedimentos están compuestos por las típicas rocas clásticas estables a cratones y rocas carbonatadas, con un espesor sedimentario de más de 1.200 metros.
Durante el Siniano, los tipos de cuencas y los patrones de depósito del norte y sur de China fueron heredados y diferentes de los de la cuenca de Qingbaikou. Durante el Período Siniano, el alcance del levantamiento de la plataforma Zhoukou se expandió, el hundimiento de la plataforma occidental de Henan tendió a desaparecer y el hundimiento de Xuhuaitai continuó desarrollándose (Figura 2.5).
Xu Shutong (1987) creía que el patrón estructural de la cuenca de cratones del Paleozoico temprano en el sur de China era "un levantamiento y una depresión", es decir, el norte de Luanchuan-Fuyang Tailong es la depresión de Luoyang-Suzhoutai. , y las áreas de Luoyang y Dengfeng son las más gruesas, alcanzando los 1430 m. A través de investigaciones adicionales, se cree que el patrón de depresión y elevación de la plataforma de la cuenca de cratones del margen continental pasivo en el sur y norte de China ha experimentado cambios importantes. La cuenca Paleozoica es la herencia y desarrollo de la cuenca del cratón Neoproterozoico. A principios del Cámbrico temprano, el bloque continental del norte de China se hundió en su totalidad y el agua de mar invadió desde el sureste, manifestándose como el hundimiento estable de la depresión del cratón y la deposición de rocas carbonatadas intercaladas con rocas clásticas.
Figura 2.4 Cuenca prototipo de Qingbaikou en el sur y norte de China.
Figura 2.5 Cuencas prototipo de Sinian en el sur y norte de China
2.1.3.2 Etapa de depresión del cratón del margen continental pasivo del Paleozoico temprano
(1) Evolución de la estructura
Desde el Cámbrico Inferior al Cámbrico Medio, el antiguo Océano Qinling que persistía en el lado sur del Bloque del Norte de China continuó expandiéndose, y la región del sur del Norte de China evolucionó hasta convertirse en un cratón-margen continental pasivo maduro basado en el periodo anterior. El análisis del entorno sedimentario muestra que la masa de agua en general se profundiza hacia el sur. El sistema Cámbrico está dominado por facies de plataforma, llanura de marea, dolomía lacustre y caliza granular, intercaladas con arenisca fina limosa y lutita, y es un depósito típico de tipo plataforma.
(2) Tipos de cuencas
Durante el período Xinji del Cámbrico, la paleotopografía del sur y norte de China era más alta en el oeste y más baja en el este. El agua de mar invadió desde el sur. vaguada, formando la Depresión de Luohetai y la Depresión de Xuhuaitai (Figura 2.6), entre las cuales Xuhuaitai Au es más grande que Luohetai Au. La depresión de Luohetai corre casi de este a oeste, y la depresión de Xuhuaitai corre casi de norte a sur, depositando un conjunto de rocas clásticas costeras que contienen fósforo.
Figura 2.6 Prototipo de cuenca de Xinji en el sur y norte de China
Durante el Período Cámbrico del Bollo al Vapor, el agua de mar en las cuencas del sur y norte de China continuó invadiendo de este a oeste, el ámbito sedimentario se expandió, el cuerpo de agua se profundizó y el río Luohe. El Tai Au evolucionó hasta convertirse en Dengfeng Tai Au, el Huainan Tai Au se descompuso en Luyi Tai Au y Lingbi Tai Au, y el noroeste y sureste fueron Dengfeng Tai Au y Lingbi. Tai Au (Figura 2.7).
En la etapa inicial, se formaron rocas clásticas abigarradas (principalmente de color rojo púrpura) intercaladas con rocas carbonatadas, y en la etapa posterior se desarrollaron montículos de algas y calizas bioclásticas, la masa de agua continuó profundizándose y la extensión de la transgresión marina fue la mayor; , y se depositó principalmente un conjunto de formaciones rocosas carbonatadas Espesor 204 ~ 955 m.
Figura 2.7 Cuencas prototipo del período Matou temprano en el sur y norte de China
2.1.3.3 Etapa de depresión cratónica de la cuenca del arco posterior del margen continental activo del Paleozoico temprano (3-O2)
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(1) Evolución tectónica
Al final del Cámbrico Inferior, la antigua corteza oceánica Qinling se subdujo hacia la Placa del Norte de China, lo que provocó cambios fundamentales en las propiedades de la borde sur de la Placa del Norte de China, desde el margen continental pasivo temprano hasta la transformación del margen continental activo, un sistema completo de cuenca-arco de trinchera formado en la parte norte del margen sur del sur de China, y los lados meridionales del sur de China y el norte China evolucionó hacia cuencas de arco posterior. La ofiolita paleozoica Fengdan es un remanente del antiguo océano Qinling. El Grupo Erlangping representa el registro del período de formación y expansión de las cuencas de retroarco (Li Yalin et al., 1999). Limitado por el antiguo océano Qinling, el borde sur del continente del norte de China ha experimentado un complejo proceso de evolución desde el borde discreto al borde convergente, desde el Paleozoico temprano tardío hasta el Paleozoico tardío temprano, y desde la subducción hasta la colisión del continente activo. margen La parte sur del norte de China se encuentra en un estado de mejora.
La edad Rb-Sr de la roca completa obtenida de la lava básica de la Formación del Templo Huoshen del Grupo Erlangping es 581Ma±39Ma (Equipo de Coordinación Regional de Henan, 1994). La roca silícea en la capa intermedia de basalto es. rico en fósiles corporales de micras (Wang et al., 1995), incluido el conodón Acodusoneotensis y el radiolario ent. Los cuerpos principales del sur y el norte de China se convirtieron en cuencas de cratones bajo el fondo de compresión, lo que provocó que el borde sur del bloque continental del norte de China se elevara y los sedimentos de la depresión del cratón se retiraran hacia el norte. A finales del período Caledonio, todo el cuerpo principal de la Placa del Norte de China se vio afectado simultáneamente por la convergencia y subducción de sus lados norte y sur, manifestándose como un levantamiento y denudación general.
Desde el Ordovícico Superior hasta el Devónico Medio, la Placa Yangtze continuó subduciéndose hacia la Placa del Norte de China, y la principal zona de subducción puede ser la Zona de Sutura Mianlue-Yuexi (Zhang Guowei et al., 1988; Dong Shuwen y otros, 1993). En el Paleozoico medio y tardío, el Océano Qinling desapareció y el Bloque del Norte de China se conectó con el Bloque Yangtze. Las montañas Qinling oriental-Dabie han chocado con el norte de China hace mucho tiempo, y todavía quedan mares residuales en el Qinling occidental (Ren Jishun et al., 1991), lo que ha resultado en la falta de sedimentos del Ordovícico temprano-carbonífero temprano en el sur de China.
Desde el Cámbrico tardío hasta el Ordovícico medio estuvieron dominados por facies de plataforma, marismas, dolomía lacustre y caliza granulada intercalada con lutita, que son depósitos típicos de tipo plataforma. El análisis del ambiente sedimentario muestra que el terreno es más alto en el sur y más bajo en el norte, y la masa de agua en general se profundiza hacia el norte.
(2) Tipos de cuencas
A finales del Cámbrico, la cuenca del sur de China comenzó a sufrir una inversión tectónica, con el borde sur elevándose gradualmente y el agua del mar retrocediendo hacia el norte. Cambió de alto en el norte y bajo en el sur a principios de la Era Paleozoica a alto en el sur y bajo en el norte. En el período Gushan y el período Chaomidiano se depositó un conjunto de piedra caliza gris y dolomita, con un espesor de 100 ~ 380 m ~ 380 m, más grueso en el norte y más delgado en el sur. Debido a la influencia del Movimiento Huaiyuan, no sólo las exposiciones fueron frecuentes e intermitentes, sino que los terrenos Lingbi y Kaifeng tendieron a desaparecer, y las áreas de elevación de Huainan y Huaibei se transformaron en depresiones, es decir, el terreno de Huaibei (Figura 2.8). .
Figura 2.8 Cuencas prototipo de Gushan en el sur y norte de China.
Durante el Período Majiagou Inferior del Ordovícico Medio, el borde sur del Bloque del Norte de China fue elevado a tierra y separado de la Depresión de Qinling. El agua de mar del sur y norte de China invade de norte a sur y llega a la línea Sanmenxia-Runan, formando Taikang-Zhoukou Taiao (Figura 2.9). En ese momento, se depositó un conjunto de rocas carbonatadas en el sur y el norte de China. Durante el Período Majiagou del Ordovícico Medio, la corteza se comprimió y levantó, el suministro de agua de mar disminuyó y la evaporación fue mucho mayor que el suministro. La Depresión de la Plataforma Huaibei se redujo hacia el norte, y el norte de Xuzhou se vio afectado por el Movimiento Huaiyuan, formando una gran plataforma de evaporación de carbonato distribuida casi de este a oeste, depositando dolomita de color gris claro y rocas salinas de yeso de múltiples capas. Al final del pico del Ordovícico Medio, el movimiento de Caledonia elevó la depresión hasta convertirla en un área de denudación, y el Paleozoico Inferior quedó denudado.
Figura 2.9 Cuencas prototipo del Ordovícico en el sur y norte de China
2.1.3.4 Etapa de cuenca de depresión intracontinental de cratón del Paleozoico tardío (C2-P)
(1) Evolución tectónica
A finales del Paleozoico, después de que el Bloque del Norte de China se uniera al Bloque Yangtze y al Bloque Siberiano, mostró la herencia de la convergencia de bloques continentales (Xie Dongning, 2007). En la etapa inicial, la depresión se inclinó hacia el norte y la transgresión provino del noreste.
La transgresión marina tardía de la depresión entró desde el noreste y sureste, lo que puede estar relacionado con la apertura de la depresión sur de Qinling. A finales del Pérmico, el Bloque del Norte de China y el Bloque Yangtze estaban completamente soldados, y una fuerte orogenia intracontinental de deslizamiento de rumbo formó el cinturón plegado de empuje de Qinling del Norte.
(2) Cuenca prototipo
Desde el Carbonífero Superior, el agua de mar del sur y del norte de China ha invadido desde el noreste y ha seguido extendiéndose hacia el sur y el oeste. Al final del Carbonífero Superior, el agua de mar llegó a la zona de Sanmenxia-Zhengzhou y depositó un conjunto de formaciones marinas litorales poco profundas de areniscas, calizas y carbón fino. El fondo es una costra de meteorización de hierro y aluminio, en contacto discordante con los estratos subyacentes, con un espesor de 20 a 40 m. El centro de deposición está ubicado en Kaifeng y Xuzhou, concretamente Kaifeng-Xuzhou Taiao (Figura 2.10).
Debido a la colisión entre la Placa del Norte de China y la Placa de Siberia durante el Período Taiyuan-Shanxi del Pérmico Inferior, la paleotopografía de la Placa del Norte de China se volvió más alta en el norte y más baja en el sur. El agua de mar también cambió desde la intrusión inicial del noreste hasta la intrusión del sureste, formando un vasto entorno tierra-mar en el norte de China. Como resultado de varios entornos adecuados, se depositó un conjunto de deltas y facies de plataformas cuasicarbonatadas.
Facies lacustres, facies planas mareales de arenisca oscura, lutita, caliza y vetas de carbón. En ese momento, el patrón paleogeográfico era complejo y los recursos de carbón se formaban fácilmente en la fase plana de marea del delta-lago (Figura 2.15438 0). Este período es uno de los principales períodos de formación de carbón en el norte de China.
Durante el Período Shihezi Inferior del Pérmico Medio, las características sedimentarias del sur de China y del norte de China fueron significativamente diferentes, principalmente porque el clima en el sur de China era adecuado para el crecimiento de la vegetación en ese momento, por lo que la vegetación era Se depositaron exuberantes y un conjunto de areniscas carboníferas de color amarillo verdoso y gris verdoso. La formación de lutita tiene múltiples capas de esponjas silíceas en las partes media y superior, y la calidad del carbón en el este es mejor que en el oeste. La aparición de rocas esponjosas silíceas indica que el área todavía era un ambiente marino influenciado por el agua de mar en ese momento.
Figura 2.10 La cuenca del prototipo Benxi del Carbonífero Tardío en el norte y el sur de China
Figura 2.11 La cuenca del prototipo de Taiyuan del Pérmico temprano en el norte y el sur de China.
Durante el Período Shihezi del Pérmico Superior, a medida que se intensificó la compresión norte-sur de la Placa del Norte de China, toda la Cuenca del Norte de China se elevó, el agua de mar se retiró por completo y la cuenca entró en la etapa de desarrollo de sedimentación continental. La parte norte de la Placa del Norte de China estaba fuertemente elevada y la paleotopografía era más alta en el norte y más baja en el sur. Los sedimentos fluyen de norte a sur (Xu Hui, 1987). En esta época, el clima cambió de cálido y húmedo a seco y caluroso, y se depositó un conjunto de rocas clásticas rojas mezcladas con caliza de agua dulce y yeso (Figura 2.6438 02).
Figura 2.12 Cuencas prototipo del Pérmico superior en el sur y el norte de China
Las cuencas del Paleozoico tardío en el sur del norte de China incluyen principalmente la depresión Tai de Kaifeng-Xuzhou y el levantamiento Tai Quanmin-Fengxian (Figuras 2.10, 2.11, 2.12). Kaifeng-Xuzhou Tai'ao se encuentra en el sur de Quanmin - Fengxian Tai'ao. El Tai Au generalmente tiene una tendencia hacia el noroeste, pero su forma es irregular y su espesor sedimentario es el mayor en la parte norte de Taikang. Quanmin-Fengxian Tailong está ubicado en el área de Kaifeng-Xuzhou, al norte de Tai'ao y al sur de Shangqiu. El Tailong que se desarrolló en el Pérmico Inferior se distribuye en dirección norte-sur, con una superficie pequeña y un tiempo de desarrollo corto. 2.1.3.5 Etapa de depresión intracontinental del Mesozoico temprano (T1-T3)
(1) Evolución estructural
Al final del Pérmico Superior, el agua de mar se retiró por completo y la deposición marina en el Norte y El sur de China terminó. Durante el Triásico, el norte y el sur de China evolucionaron hasta convertirse en grandes cuencas de depresión intracontinentales, formando sedimentos clásticos continentales que contienen carbón. El espesor de los estratos del Triásico aumenta gradualmente de sur a norte. Los estratos del Triásico están completamente desarrollados en el norte y los estratos del Triásico Inferior se desarrollan principalmente en el sur. El espesor estratigráfico medido de la Formación Liujiagou del Triásico Inferior Luofushan-Wangjiazhai en la vertiente norte de Pingdingshan es > 466,72 m (Informe del Servicio Geológico Regional de Pingdingshan 1:250.000, 2005), y el espesor en Tongchuan y Jiyuan en el oeste de Henan es 550 ~ 700 metro. Liu Shaolong (1986) creía que el centro de depósito del Triásico del Norte de China estaba ubicado en el área de Huachi-Tongchuan-Luoyang-Zhengzhou en el suroeste del bloque.
En el Triásico Temprano y Medio, la Cuenca del Sur y Norte de China básicamente heredó el patrón Pérmico, y el prototipo de la cuenca del lago en el Paleozoico Tardío se redujo ligeramente, transformándose gradualmente de facies lacustres a facies fluviales y facies fluviales. . El tamaño del grano se vuelve considerablemente más grueso, el clima se vuelve seco y cálido y los sedimentos son generalmente sedimentos clásticos rojos. El prototipo de cuenca es una cuenca de depresión intracratónica (Figura 2.13).
Después del primer movimiento indosiniano a finales del Triásico Medio, la apariencia de las grandes cuencas interiores cambió dramáticamente, lo que se manifestó en una contracción sustancial de las cuencas. Es decir, el Triásico Medio se caracterizó por la etapa de contracción de la cuenca del cratón y el entorno tectónico fue la orogenia de colisión (compresión).
Esto resultó en una erosión a gran escala de los estratos del Triásico en la cuenca prototipo, con un espesor de erosión relativamente grande de hasta 3000 m. El movimiento indosiniano al final del Triásico puso fin al desarrollo de la cuenca del Triásico y provocó que la cuenca retrocediera aún más. al noroeste.
El Triásico Superior también se desarrolla en las montañas Qinling del Norte, que están expuestas principalmente en el río Liuye en Zhouzhi, el pie sur de la montaña Mangling al este del condado de Shang y el río Shuanghuishu-Tanghe en Lushi ( Los estratos de la cuenca de Waxuezi tienen un espesor de 1710,75 metros), Yahe en el condado de Ma Shiping Nanzhao (espesor estratigráfico de la cuenca de Ma Shiping-Liushan 942,06 ~ 6865438), etc., se distribuyen regionalmente en la parte sur de la falla de Luanchuan-Gushi debido a la falta de falla. El corte y la erosión han dejado al descubierto la forma de una pequeña cuenca aislada en los tiempos modernos. En cuanto a su entorno de depósito, la mayoría de la gente pensaba que se trataba de una cuenca de falla entre montañas. Sin embargo, el Triásico Superior desarrollado en la parte sureste de Nanzhao está dominado por rocas clásticas finas y pertenece a las facies de pantanos lacustres, lo que indica que alguna vez hubo una gran cuenca. Sedimentación de facies lacustres a escala en el área de North Qinling. Según la litofacies y la flora, que se pueden comparar con el Grupo Yanchang, no hubo acumulación de melaza en la cuenca entre montañas durante el Triásico Tardío. Se especula que originalmente estaban conectados con el norte de China y fueron depositados en la zona de facies marginal de una gran cuenca de depresión en el norte de China. Durante este período, es posible que se haya desarrollado una cuenca de antepaís en la parte norte del cinturón orogénico Qinling-Dabie. La denudación de Indosinian tanto en la cuenca de Hefei como en la de Xinyang carece de sedimentos del Triásico. Debido a la distribución limitada del Triásico en el hundimiento de Zhoukou y a las pocas exposiciones de perforación, no se describirá aquí.
(2) Cuencas prototipo
Las cuencas del Triásico temprano y mesozoico del sur de China son principalmente la depresión de Luoyang-Jiyuan y la depresión de Linru, con un levantamiento de Changshan-Taihe (Figura 2.13).
La Depresión de Luoyang-Jiyuan se sitúa a lo largo de la línea entre Luoyang y Jiyuan, y se distribuye hacia el noreste. Los estratos del Triásico Xiewa-Lizhuang en la ciudad de Yima tienen el mayor espesor, alcanzando los 2730 metros. El espesor estratigráfico en otras áreas es de 688 a 874 metros, incluidos 874 metros en el Pozo Jishan 1, 688 metros en el Pozo Luo 1 y 860 metros en el Pozo Yi 1. Surgió de la Depresión de Yichuantai. El Triásico en el Kaifeng Sag incluye el Triásico Inferior Medio y el Triásico Superior, con un espesor de 0~3500m. El Triásico Superior sólo se desarrolla en el Sag. Jiyuan, con un espesor de 1.050~1~3500m, y está mezclado con gris. Lutolita y limolita negra y gris oscura, arenisca intercalada, que es la principal serie de rocas generadoras del Mesozoico. El Triásico Medio e Inferior tiene un espesor de 800 a 1800 m, intercalado con lutitas rojas y marrones y areniscas de color púrpura oscuro de diferentes espesores, con grandes diferencias en la distribución lateral. El Jiyuan Sag en el oeste tiene la sedimentación más espesa, alcanzando los 1800 m, el Zhongmu Sag y el Duying Sag tienen solo 800 m de espesor, y también hay Triásico Medio e Inferior en Minquan. Los Triásicos Medio e Inferior faltan en Huangkou, Chengwu y Yutai. Las áreas de Zhongmou, Quanmin, Huangkou, Chengwu y Yutai están relativamente elevadas, en un ambiente de denudación y carecen del Triásico Superior. El área de Jiyuan al oeste ha disminuido y desarrollado relativamente el Triásico Superior que es continuo con el Triásico Medio. El espesor está sólo por debajo de los 1000 m, excepto en el área de Jiyuan, que puede alcanzar los 2000 ~ 500 m (T3-J2).
Figura 2.13 Cuencas prototipo del Triásico en el sur y norte de China
El Triásico en Zhoukou Sag se distribuye principalmente en Luyi Sag, Huaiyang Sag y Niqiuji Sag en el norte, y la mayor parte de Falta la región de la parte sur. Los estratos restantes son del Triásico Medio e Inferior, en contacto discordante con el Paleógeno suprayacente. El Triásico Medio e Inferior tiene 445 metros de espesor en el Pozo Shenzhou 9 (ambos de la Formación Liujiagou) y 652 metros de espesor en el Pozo Shenzhou 13. Chara y carofitas se producen en la parte superior y pertenecen a la Formación Ermaying. Según la interpretación de los datos sísmicos, el Triásico Inferior pertenece a la Formación Liujiagou y a la Formación Heshanggou. La litología del Triásico Medio e Inferior es principalmente capas de areniscas, lutitas y conglomerados de color marrón rojizo desarrollados en facies fluviales.
La Depresión de Linru está situada en la parte norte del Levantamiento de Taikang y tiene una forma irregular. Tan al norte como Zhongmou y Chengwu, el espesor del Triásico varía mucho, desde 390 a 1293 m. El espesor de perforación del pozo Shenzhou 8 es de 1292 m (incluidas la Formación Liujiagou, la Formación Heshanggou y la Formación Ermaying, que tienen 391 m respectivamente. 232 m, 669 m), el pozo Lu 1 tiene más de 669 m.
2.1.3.6 Etapa de cuenca de antepaís-cuenca de rift del Mesozoico tardío (J1-K2)
(1) Evolución estructural
Período Yanshaniense temprano, sur y norte de China La zona es empujada y empujada de sur a norte. Con la compresión intracontinental, la napa de empuje avanzó y su frente de empuje alcanzó la línea Tongguan-Lushan-Huainan.
La parte sur del norte de China siempre ha sido un área de denudación con grandes diferencias topográficas, y se formó una cuenca de antepaís del Triásico Tardío-Jurásico Temprano y Medio en el frente de la falla de cabalgamiento principal de Luanchuan-Queshan-Gushi. Por lo tanto, durante el Triásico Tardío al Jurásico Temprano y Medio, se desarrolló en el sur y el norte de China una cuenca de antepaís intracontinental representada por la cuenca de Hefei, que se unificó con la depresión de Zhoukou y la cuenca de Xinyang ubicadas en el cinturón plegado de Qinling-Dabie. tipo "Cuenca Hehuai" (Figura 2.14). Al norte de la línea sur Shandong-Huaihe, el movimiento indosiniano se manifestó como estructuras de levantamiento a gran escala, y en el Triásico Tardío al Jurásico se formaron cuencas de depresión heredadas del sinclinal, como la cuenca de Jiyuan y la cuenca de Chengwu. Entre ellos, el sistema carbonífero del Jurásico Inferior se depositó en Mianchi, Henan y Liu'an, Anhui en el Jurásico Temprano, y se depositó continuamente en el Jurásico Medio. Después de la deposición del Jurásico Medio Inferior, se produjeron movimientos tectónicos que resultaron en una discordancia regional entre el Jurásico Medio Inferior y el Jurásico Medio Superior. Durante el Jurásico Medio, se formaron depresiones en Mianchi-Jiyuan, Chengwu-Yutai, Henan, Shucheng-Hefei, Anhui y otros lugares, y se depositó la serie de rocas clásticas fluviales que contienen carbón del Jurásico Medio.
Figura 2.14 Cuencas prototipo del Jurásico en el sur y norte de China
(2) Cuencas prototipo
Como se mencionó anteriormente, el Mesozoico Tardío se desarrolló principalmente en el Norte y el Sur. China La depresión de la falla de Kaifeng, la depresión de la falla de Zhoukou y la cuenca del antepaís de Hefei. Además, también se desarrollan pequeñas cuencas de rift en las áreas de Sixian, Mashiping y Liushan al norte del levantamiento Pingyu-Bengbu (Figura 2.438 04).
Después del movimiento Indosiniano, el Jurásico Temprano y Medio se desarrolló en zonas de relativa depresión. Generalmente son de pequeña escala y relativamente independientes y de distribución dispersa. La mayoría de las cuencas están orientadas de este a oeste o noroeste y pertenecen a cuencas de rift intracontinentales, es decir, el prototipo de la cuenca de falla de Kaifeng en el Jurásico temprano y medio es una cuenca de falla local.
El Jurásico Medio e Inferior tiene un espesor de 0 a 850 m y se distribuye en los hundimientos de Jiyuan, Huangkou, Chengwu y Yutai. El sistema Jurásico en el hundimiento de Jiyuan se divide en la Formación Anyao del Jurásico Inferior y la Formación Anyao. Jurásico Medio. Formación Ma'ao. La Formación Anyao tiene un espesor de 300 a 460 metros y está compuesta de lutita negra de color gris oscuro, lutita limosa, arenisca gris y limolita gris. Entre ellas, la lutita gris oscura y negra gris tienen condiciones de generación de hidrocarburos. La Formación Ma'ao del Jurásico Medio tiene entre 130 y 280 metros de espesor. La parte superior está compuesta principalmente por lutitas de color marrón, gris oscuro y gris-negro, limolitas y areniscas de color gris claro y marrón rojizo, y la parte inferior es un conjunto de areniscas feldespáticas. Los espesores de la Formación Anyao, la Formación Yima y la Formación Mayao en el Pozo Jishen 1 son 35 m, 244 m y 160 m respectivamente. El Jurásico medio e inferior en Huangkou, Chengwu y Yutai se hunde es la Formación Wennan, que tiene unos 850 m de espesor y consiste en un conjunto de lutitas de color púrpura y gris púrpura, lutitas limosas, areniscas de grava y areniscas de color rojo ladrillo de medio a fino.
Desde el Jurásico Superior hasta el Cretácico Inferior, el entorno tectónico del área de Zhoukou estuvo controlado principalmente por el fuerte levantamiento del domo térmico en el núcleo del cinturón orogénico de Dabie, así como por la zona de falla de Tanlu. , Macheng-Shangcheng-Xiayi El efecto combinado del deslizamiento lateral derecho en la zona de falla y la falla activa lateral izquierda resucitada con tendencia noroeste. Hay menos Jurásico Medio e Inferior en la depresión de la falla de Zhoukou, con un espesor de 200 a 500 metros. Se distribuyen principalmente en los Pozos 10 y 23 de Zhoucan. La litología es lutita gris oscura, lutita gris-negra, lutita limosa gris claro, limolita arcillosa, arenisca y conglomerado con una pequeña cantidad de lutita carbonácea gris-negra y vetas de carbón. Entre ellos, el pozo Zhou 23 contiene 9 m de lodo carbonoso y 6 m de carbón; el pozo Shenzhou 10 tiene 88 m de lutita carbonosa y 8 m de carbón. Además, el Jurásico Medio e Inferior puede existir en el Pozo Zhou 22 y el Pozo Zhou 26. En contacto discordante con los estratos superior e inferior. En Dongyue Sag en la parte sur de la Depresión de la Falla de Zhoukou, los estratos del Jurásico Superior e Inferior del Pozo Zhoucan 6 son principalmente un conjunto de rocas clásticas rojas con un espesor de 267,5 metros. Este conjunto de estratos se encuentra en Gushi, Huaibin,. y Xixian en el sur También se ha revelado en otros pozos geológicos poco profundos que la litología es un conjunto de lutitas de color rojo púrpura y rojo oscuro intercaladas con lutitas de color gris y blanco grisáceo, con un espesor de más de 500 metros. p>
La cuenca de Hefei está ubicada en el borde sur de la placa del norte de China, con la cuenca Qinling-Dabie al sur y la zona de falla de Tanlu al este. La historia del entierro tridimensional revela que la historia de la evolución sedimentaria mesozoica y cenozoica de la cuenca de Hefei estuvo controlada por el cinturón orogénico de Dabie y la zona de falla de Tanlu, y la migración del depocentro de la cuenca está estrechamente relacionada con las actividades del cinturón orogénico de Dabie. y la zona de falla de Tanlu. Los estratos Mesozoico y Cenozoico desarrollados en la cuenca incluyen principalmente los sistemas Jurásico, Cretácico, Paleógeno y Neógeno, superando el espesor sedimentario máximo actual los 10.000 m (Wang Li et al., 2007).
El Jurásico fue una cuenca de antepaís, con su depocentro ubicado en Shucheng Sag en la etapa inicial y en el lado de la falla de Tanlu en la etapa posterior, es decir, el área de Feidong en la parte oriental de Dingji-Feidong Sag (Figura 2.15). Solo el Pozo Ansan 1 encontró el Jurásico Inferior (espesor 1261 m) El Pozo Ansan 1 y el Pozo Heshun 3 encontraron el Jurásico Medio y Superior. Entre ellos, el Pozo Ansan 1 encontró el Jurásico Medio con un espesor de 2040,5 m. de la Serie Luo es de 366,5 m, y la litología de la Serie Jurásica es principalmente lutitas y areniscas intercaladas con espesores desiguales. La litología del Jurásico Inferior se compone principalmente de gruesas capas de lutitas arenosas y lutitas intercaladas con finas capas de limolitas arcillosas, distribuidas principalmente en la parte sur de la cuenca. El centro de depósito está situado en la depresión de Shucheng, con un espesor máximo de 2.500 metros, y gradualmente se superpone y se estrecha hacia el norte. La línea de emergencia se encuentra entre el pozo Heshen 3 y el pozo Heshen 6. El Jurásico medio y superior se compone principalmente de lutita de color rojo púrpura, lutita limosa y arenisca limosa de color rojo púrpura y gris de espesor desigual, con secciones de enriquecimiento de arena y lutita que se forman localmente. La Formación Zhuji del Jurásico Superior expuesta en el área de Shangcheng-Guangshan de la provincia de Henan, en el oeste de la cuenca de Hefei, es un conjunto de sedimentos clásticos gruesos de conglomerado arenoso, de 2000 a 3000 m de espesor. Se especula que este conjunto del Jurásico se depositó en. la parte sur del norte de China (Wuyang-Hefei), que pertenece a una cuenca de falla unificada y se vuelve más delgada hacia el norte (sólo quedan 500 metros del Jurásico en el hundimiento de Niqiuji). El levantamiento del antepaís de Taikang-Bengbu se encuentra en el lado norte de la cuenca. Se especula que hubo sedimentación insuficiente durante el período Jurásico y puede convertirse en el área de fuente de denudación de las cuencas sur y norte. Las áreas occidentales de Henan y Kaifeng-Huangkou con Jiyuan como centro de hundimiento se caracterizan principalmente por un conjunto de depósitos continentales cratónicos estables en la cuenca de Hefei del Triásico Superior, dominados por arenisca y limolita intercalada con lutita. En general, el tamaño de grano de los sedimentos es más fino que el de la cuenca del antepaís de Zhoukou-Hefei, la composición es muy madura y está dominada por arenisca estacional.
Durante el Cretácico, el efecto de control del cinturón orogénico de Dabie sobre la cuenca no se debilitó significativamente, pero se produjo un movimiento extensional de rumbo a gran escala en la zona de falla de Tanlu (Zhuetal). , 2005), que tiene un impacto en la cuenca de Hefei y también muestra las características de una cuenca de extensión de rumbo. La Formación Zhuxiang es un depósito de depresión de compresión-flexión en la zona de falla de Tanlu. Después del Cenozoico, con el debilitamiento de la actividad de la falla Tanlu, el cinturón orogénico de Dabie se convirtió en el principal factor y fuente que controla la evolución de la cuenca de Hefei (Wang Li et al., 2007).
A partir del Eoceno medio y tardío, la dirección del movimiento de la Placa del Pacífico volvió a cambiar significativamente. La subducción y subducción de los bordes de las placas provocan el ajuste y movimiento de los materiales del manto, lo que resulta en subidas y bajadas desiguales de las placas y actividad magmática. A medida que la Placa India continúa moviéndose hacia el norte, la Meseta Tibetana se eleva bruscamente, provocando una compresión lateral de las masas de tierra circundantes. A finales del Oligoceno, la parte sur de la Cuenca del Norte de China fue elevada y sometida a cierto grado de erosión, formándose una discontinuidad sedimentaria y discordancia angular entre el Neógeno y el Paleógeno, que son las principales manifestaciones del movimiento himalayo.
En el Mioceno, la parte sur de la cuenca del norte de China generalmente se hundió y se formó una cuenca de depresión unificada a gran escala en la parte sur de la cuenca del norte de China en el Neógeno. parte de la cuenca del norte de China ahora se refiere a esta cuenca. Los sistemas Neógeno y Paleógeno en esta área están ampliamente distribuidos por toda el área y el espesor no cambia mucho en el plano. El depocentro se sitúa a lo largo de la línea Zhongmou-Xihua-Zhoukou, distribuido en dirección noroeste, decreciendo progresivamente hacia ambos lados, con un espesor máximo de 2000 mm.
En resumen, desde el Siniense hasta el Neógeno, El sur y el norte de China han experimentado la historia evolutiva de la cuenca del margen continental pasivo - cuenca de depresión de cratón - cuenca de extensión/extensión - cuenca de extensión, es decir, el antiguo océano Qinling Z-1 fue una extensión, y el sur y el norte de China posteriormente se hundieron hasta formar un margen continental pasivo;? En 2-s, el antiguo océano Qinling se cerró y el sur del norte de China se elevó; en C2-P1, durante el apogeo de la expansión del antiguo océano Mianlue, se desarrolló una depresión cohesiva del cratón marino que contenía carbón en el sur del norte de China. T2-3 es una orogenia importante y el área sedimentaria en el sur del norte de China se reduce de sur a norte y de este a oeste. La cuenca de separación intracontinental superpuesta J-E tiene diferencias sedimentarias obvias.