Existen cuatro bloques continentales en el este de China de norte a sur: Songliao, Norte de China, Yangtze y Cathaysia. Estos bloques continentales se completaron durante el período Paleozoico-Indosiniano tardío (o período Yanshaniano temprano) y estaban separados por el orógeno de la Gran Cordillera Khingan, con tendencia casi este-oeste, el orógeno Qinling-Dabie, el cinturón orogénico del sureste y el orógeno Tetis. Las cuencas petroleras continentales del este de China que se tratan en este libro se desarrollan en el Bloque del Norte de China, el Cinturón Orogénico de Qinling y el Bloque Yangtze (Figura 1-1).
El Bloque del Norte de China se integró finalmente durante el Movimiento Luliang al final del Paleoproterozoico, y su basamento metamórfico está formado por la serie de rocas metamórficas Arcaico-Proterozoico. La cubierta sedimentaria incluye rocas clásticas marinas poco profundas y rocas carbonatadas del Neoproterozoico Medio, rocas carbonatadas marinas anchas del Cámbrico-Ordovícico Medio, rocas clásticas carboníferas de fase alterna marino-continental del Carbonífero Tardío-Pérmico, Mesozoico. Contiene rocas clásticas terrígenas y varios sedimentos sueltos en la cuenca del rift continental y la actividad magmática en el este de China es muy intensa.
El bloque continental del Yangtze se consolidó finalmente durante el Movimiento Neoproterozoico Jinning. El basamento metamórfico está formado principalmente por series de rocas epimetamórficas mesoproterozoicas, con algunas series de rocas metamórficas Neoarqueanas-Proterozoicas. La cubierta sedimentaria es espesa e incluye formaciones rocosas morales y morrenas del Siniano temprano, rocas carbonatadas de Guanghai del Silúrico tardío y rocas clásticas, y rocas carbonatadas marinas del Triásico Medio-Devónico, rocas clásticas y series de rocas portadoras de carbón de facies marinas-continentales. Hubo actividad de rift en el suroeste del Pérmico Superior, y se formó una gran área de flujo de basalto del Pérmico Superior en el este de Sichuan y Yunnan. Del Triásico Tardío al Mesozoico se encontraban rocas clásticas que contenían carbón, rocas clásticas rojas y series de rocas saladas que contenían yeso en la cuenca del rift intracontinental. La actividad magmática ha sido intensa desde la Era Mesozoica.
El movimiento indosiniano que comenzó en el Triásico Tardío provocó que el Bloque del Norte de China y el Bloque Yangtze colisionaran a lo largo de la Línea Qinling-Dabie, formando una placa continental unificada en el este de China y en transición hacia el Mesozoico y el Cenozoico continental. fases La formación y evolución de las cuencas del rift es una etapa estructural característica. La interacción entre las placas da como resultado una deformación tectónica significativa dentro de la cuenca.
La Era Mesozoica fue un período importante de cambios tectónicos en el este de China, con múltiples cambios tectónicos. La Figura 1-2 es el modelo de dinámica tectónica mesozoica de los bloques continentales del Norte de China y el Yangtze basado en las últimas investigaciones paleomagnéticas (Gilder, 1998): En el Triásico Temprano-Medio, el bloque continental del Yangtze giró en el sentido de las agujas del reloj hacia el bloque continental del Norte de China, y mientras tanto el antiguo Océano Qinling se cerró, la Falla Tanlu en este período fue una falla transformante desde el Triásico Tardío hasta el Jurásico Temprano, los bloques continentales del Norte de China y el Yangtze comenzaron a chocar en las Montañas Dabie, y las Montañas Dabie comenzaron; Se formó una falla de Tanlu que se convirtió en una zona de cizalla intracontinental. En el Jurásico Medio, la colisión continente-continente continuó deformando el Bloque Yangtze, y la falla de Tanlu continuó alargándose debido a la colisión y acuñamiento de las Montañas Dabie. En el Jurásico Tardío, terminó la colisión de los bloques continentales del norte de China y el Yangtsé, y la placa protopacífica comenzó a subducirse, lo que provocó una intrusión de magma y vulcanismo a gran escala. Durante el Cretácico, continuó ocurriendo vulcanismo relacionado con la subducción en las zonas costeras y la falla de Tanlu continuó desplazándose hacia la izquierda. Durante el Cenozoico, cuando la dirección de subducción de la placa del Pacífico cambió de NO a NO, la falla de Tanlu se movió hacia la derecha. En el Neógeno, la Placa del Mar de Filipinas comenzó a encajarse entre la Placa Euroasiática y la Placa del Pacífico, y 100 Ma después, se subdujo al NOO junto con la Placa del Pacífico.
Figura 1-1 Mapa de distribución de cuencas de rift en el este de China.
Figura 1-2 Evolución tectónica mesozoica y cenozoica de los bloques continentales del norte de China y el Yangtsé
(Según Gilder, 1997)
Bajo el contexto dinámico anterior , Norte de China La distribución de las cuencas y el tipo de masa terrestre han experimentado cambios regulares evidentes. El prototipo de la Gran Cuenca de Ordos del Triásico es una gran depresión intracontinental que se extiende casi de este a oeste. En el Jurásico Temprano y Medio, el límite oriental de la Cuenca de Ordos se desplazó hacia el oeste, y una serie de pequeñas cuencas de depresión aparecieron en la parte oriental del Bloque del Norte de China, lo que indica que la placa protopacífica comenzó a tener un impacto en el desarrollo. de la cuenca; desde el Jurásico Superior hasta el Cretácico Inferior, la Cuenca de Ordos continuó expandiéndose. Se desarrollaron cuencas de rift con tendencia NE o NE a gran escala en la parte oriental del Bloque Norte de China. En el Cenozoico, la cuenca de la bahía de Bohai formó una dirección NE, y la zona de hundimiento de la cuenca se movió de la periferia al centro, de oeste a este y de sur a norte, y finalmente se concentró en el mar de Bohai.
2. Sistema de falla de rumbo de sótano y sistema de falla de empuje de pliegue.
Las zonas de fallas de rumbo con tendencia NNE-NE están ampliamente distribuidas en el este de China. La famosa zona de falla de Tanlu, la zona de falla de Lankao-Liaocheng, la zona de falla de piedemonte de Taihang y la zona de falla de la costa sureste tienen un importante control e influencia en el desarrollo de las cuencas del este de China.
Las partes profundas de estas grandes zonas de fallas de rumbo y deslizamiento del sótano son en su mayoría verticales y tienen propiedades de empuje o traslación. Las partes poco profundas son en su mayoría fallas normales. De arriba a abajo, hay tres: alta conductividad, baja resistencia y baja velocidad. zonas con diferentes grados de desarrollo Por lo tanto, las áreas de desarrollo de fallas son La estructura de la corteza es una estructura de espina de pescado (Liu, 1984; Yuan Xuecheng et al., 1990; Zhang Xiankang et al., 1999). Al mismo tiempo, a lo largo de estas zonas de falla, se desarrollaron rocas volcánicas cenozoicas que entraron en erupción de forma fracturada.
La zona de falla de Tanlu es una gran zona de falla profunda con orientación norte-noreste que atraviesa el este de China y tiene actividad en múltiples etapas. La longitud total es de 3.600 kilómetros (Zhu Guang et al., 2001), comenzando desde el sur del río Lujiang en Anhui y terminando en Tancheng, Shandong, extendiéndose hacia el noreste y cruzando el mar de Bohai. Después de ingresar a Liaoning, se divide en dos ramas cerca de Shenyang, una es la zona de falla Yilan-Shulan y la otra es la zona de falla Dunhua-Mishan. En general, se cree que el movimiento de deslizamiento de la falla de Tanlu comenzó entre el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior (Xu et al., 1993). La datación con isótopos 40Ar/39Ar (Zhu Guang et al., 2001) muestra que el movimiento de deslizamiento de la falla de Tanlu comenzó entre 135 y 100 Ma. A finales del Terciario (desde aproximadamente 23 Ma), la zona de falla de Tanlu estuvo dominada por compresión y torsión dextral, y hubo fallas de cabalgamiento y estructuras ortofíticas en el área de la bahía de Liaodong y la depresión de la bahía de Laizhou.
La falla Lankao-Liaocheng (falla de Lanliao) es también una zona de falla a gran escala con tendencia noreste, con una dirección de extensión total de 30° ~ 45° y una longitud total de más de 600 km. La sección Liaocheng-Lankao es relativamente clara y continúa extendiéndose hacia el suroeste en el área de Lankao, pero se extiende hacia el noreste hasta Yanshan, pasando por la zona costera de Dagangtan o ligeramente hacia el este, la vertiente occidental del campo petrolífero de Liaohe, Qinhuangdao, y puede estar conectada a Tai. 'an en el lado oeste del levantamiento central del río Liaohe.
La zona de falla oculta Yanshan-Qikou-Xingang de la falla de Lanliao es una zona de falla grande y profunda que se originó en el Pre-Paleógeno. Los datos de sondeo sísmico profundo tridimensional (Zhang Xiankang et al., 1999) muestran que la falla Yanshan-Chengxi es una falla que corta el plano de Moho, con una caída de 3,6 ~ 4,1 km que separa el bloque central del norte de China y el bloque. Bloque Bolu, y son dos tipos diferentes de basamento cristalino la principal línea divisoria. La zona de falla de Lanliao comenzó a formarse al menos a mediados y finales de la era Mesozoica (Tian Keqin et al., 2000). Ha controlado el desarrollo de sedimentos y estructuras de principio a fin. No solo controla el enorme espesor de los sedimentos mesozoicos. a lo largo de la dirección NNE (incluidos el Triásico, Mesozoico y Jurásico y Jurásico Inferior, etc.), y la falla del límite oriental de la depresión continúa fuertemente activa desde el Paleógeno. Todavía había actividad en el Neógeno, pero la caída vertical cambió poco. Por lo tanto, el sistema de fallas de rumbo-deslizamiento del basamento ha experimentado una historia evolutiva compleja, incluida la conversión de lateral izquierdo a lateral derecho, y de tensión-torsión a torsión-compresión, lo que refleja claramente las múltiples inversiones de las tensiones mesozoicas y cenozoicas. campos en el este de China. La falla de Tanlu pasa por el basamento oriental de la cuenca de la bahía de Bohai. Se movió lateralmente hacia la derecha en el Paleógeno y tuvo un impacto significativo en la evolución de la cuenca de la bahía de Bohai. En la zona de falla Yilan-Yitong que se extiende hacia el noreste, hay una cuenca petrolera representada por el graben de Yitong. Las cuencas de las fallas Fushun y Meihekou están ubicadas en la zona de la falla Fushun-Mishan. Estas cuencas ubicadas en las zonas de deslizamiento de rumbo actuales exhiben procesos duales de extensión y deslizamiento de rumbo durante su evolución.
Los sistemas de fallas de pliegue y cabalgamiento están ampliamente desarrollados en la serie de rocas basales del este de China y se han convertido en el segundo tipo estructural más importante después de los sistemas de fallas de rumbo regionales. La inversión negativa de estas fallas de cabalgamiento preexistentes ha tenido un profundo impacto en el desarrollo y evolución de la cuenca. Durante la extensión y fallas del Cenozoico, algunas fallas de cabalgamiento grandes a menudo experimentaron inversión negativa, lo que controló el desarrollo y la evolución de las cuencas del Cenozoico.
Estudios regionales muestran que la colisión del Bloque del Norte de China y el Bloque del Sur de China durante el Período Indosiniano y la subducción de la Placa Protopacífica durante el Período Yanshaniano fueron los principales antecedentes dinámicos para el desarrollo del Sistema tectónico de cabalgamiento plegado mesozoico del basamento. En el bloque continental del norte de China, el ciclo de movimiento indosiniano se puede dividir en dos etapas: la etapa temprana ocurrió al final del Triásico Temprano y Medio, y la etapa tardía ocurrió al final del Triásico Tardío. Las estructuras del Indosinio temprano estuvieron dominadas por estructuras anticlinales amplias y suaves de gran escala del noroeste del noroeste o casi de este a oeste, mientras que las estructuras del Indosinio tardío estuvieron dominadas por fuertes estructuras de empuje-nape. El Movimiento Yanshan fue un período de transición tectónica durante el cual el antiguo dominio tectónico asiático en el este de China se transformó y se ajustó al dominio tectónico del Pacífico occidental. La estructura de Yanshan en la depresión de Jiyang se superpone a la estructura este-oeste de la placa de Indosinia. El período Yanshan estuvo dominado por la subducción de la placa protopacífica, formando un sistema de fallas de empuje y pliegue con tendencia NE o NNE, y la cuenca. desarrollado en la misma dirección (Figura 1-3).
Figura 1-3 Esquemas estructurales del Triásico (izquierda) y del Jurásico temprano y medio (derecha) del norte de China.
Los cambios tectónicos más significativos en la región del Yangtsé Medio durante el período Yanshan temprano fueron la intensa orogenia del cinturón orogénico de Jiangnan-Xuefeng en el sur y el cinturón orogénico de Qinling-Dabie en el norte.
En primer lugar, el cinturón orogénico del sur de China se comprimió gradualmente de sur a norte hasta el borde norte del levantamiento de Jiangnan (borde sur del Yangtze medio) después de los períodos Caledonio e Indosinio. Se elevó rápidamente a principios del período Yanshan y continuó avanzando hacia el norte hasta. toda la región del Medio Yangtsé. La fuerte compresión provocó desprendimiento, desprendimiento, plegado y fractura de placas en la región del Medio Yangtze. Posteriormente, debido a la intensificación de la actividad de la placa del Pacífico, la placa del Yangtze chocó con la placa del norte de China, la placa del Yangtze se subdujo bajo la placa del norte de China y el cinturón orogénico Qinling-Dabie quedó completamente elevado y comprimido. Bajo la influencia del empuje y la compresión norte-sur, y controlado por efectos de frontera como la transformación de la falla de Tanlu y el levantamiento de Huangling, la cubierta sedimentaria comenzó a sufrir fuertes deformaciones y desplazamientos a partir del final del Jurásico, formando dos arcos en el sur y el norte los sistemas cuenca-montaña (cinturones tectónicos) se superponen y se influyen entre sí. El cinturón estructural en forma de arco de Dahongshan en el norte estaba controlado por el cinturón orogénico del este de Qinling-Dabie a principios del período Yanshan, y se formó bajo la tensión de compresión unificada del NE. Dado que la estructura del arco sur se formó antes, la estructura del arco de Dahongshan está formada por los pilares gemelos de la estructura del arco sur y el levantamiento de West Huangling, y la estructura del arco no está completamente desarrollada. Al mismo tiempo, debido a que el campo de tensión regional formado está en la dirección NE-SW, la dirección de la tensión forma un ángulo agudo con la parte superior del arco de la estructura en forma de arco sur. Por lo tanto, cuando se formó la estructura del arco Dahongshan, las fallas a lo largo del borde frontal de la estructura del arco sur - Templo Wen'an - Templo Jishan - Guizhou norte - Río Tianmen se deslizaron hacia la izquierda y escaparon hacia el oeste, causando la falla del río Qianbei - Tianmen. para deslizarse hacia la izquierda Al norte de la falla He, las estructuras en forma de arco están fuertemente desarrolladas en el área de Jingmen-Jingshan, caracterizadas por fallas imbricadas y pliegues de empuje. La estructura y las tendencias de las fallas son principalmente hacia el noroeste, y las fallas tienden hacia el noreste, como la falla de Nanjing y la falla de Hanshui. En el área de Jingzhou-Qianjiang-Mianyang, al sur de la falla Qianbei-Tianmenhe, la estructura del arco es débil y la estructura del arco en el sur se ha transformado. Esta área se caracteriza por el desarrollo de estructuras de colisión e interferencia, y las estructuras y fallas se encuentran principalmente al noreste o casi de este a oeste. La formación de las cuencas de Jianghan y Subei utilizó principalmente la evolución inversa y el desarrollo de fallas de cabalgamiento formadas durante el período Indosiniano-Yanshan.
Figura 1-4 Diagrama esquemático de la oposición entre las Montañas Dabie en las Montañas Qinling y el Dragón Antiguo Jiangnan-Xuefeng
Características de la estructura litosférica
Figura 1-5 Sección geológica y geofísica de la cuenca de la Bahía de Bohai
(Según el Centro de Exploración Geofísica de la Administración Sismológica del Estado, 1995)
1 -cuaternario; 2-Paleógeno y Neógeno; 3-Era Mesozoica; 4-Era Paleozoica; 5-Fallas de deslizamiento normal regionales y sus números: F1-Falla de Guangqi, F2-Falla de Lingxian, F3-Falla de Cangdong 7; —Contornos de velocidad (km/s)
El cuerpo principal de la región del Yangtze Medio, donde se encuentra la cuenca de Jianghan, se encuentra en el levantamiento profundo del manto, que pertenece al levantamiento del manto de Wuhan-Changsha. Limita con la depresión del manto Xiushui-Pingxiang al este, la depresión del manto Dabie-Tongbai al norte y el cinturón de la pendiente del manto Yichang al oeste. La profundidad de Moho en el área de levantamiento es de aproximadamente 30~30~33 km, y la dirección del levantamiento del manto, la depresión del manto y la zona de pendiente del manto de Yichang es NNE. La distribución de elevaciones y depresiones dirigidas al NE refleja el patrón general de ajuste del manto profundo desde el período Yanshaniano, y su formación está relacionada con la subducción dirigida al NO de la placa del Pacífico hasta el borde oriental de la placa euroasiática. La corteza de la cuenca de Jianghan se puede dividir aproximadamente en tres partes. La parte superior tiene 13,3 km de espesor, con una velocidad promedio de 6,2 km/s, la parte media tiene 14,2~265438+20 km, compuesta por una capa de baja velocidad de 6,02 km/s y una capa delgada de alta velocidad de 7,04 km. /s, y la parte inferior es de 21~34,5 km. El espesor de la litosfera en la cuenca de Jianghan es de 68 ~ 140 km, más delgada en el noreste y más gruesa en el suroeste. El espesor de la litosfera en la zona de elevación central es relativamente pequeño, unos 68 km en el punto más delgado de la elevación del río Yonglong, mientras que en la parte occidental de la cuenca, el espesor de la litosfera alcanza los 140 km. En la unión de las placas Yangtze y Qinling, la plataforma Yangtze se subduce y se inserta debajo del geosinclinal Qinling, formando un arco en la litosfera en su borde de ataque.
El espesor de la litosfera en la cuenca cenozoica del norte de Jiangsu es de menos de 100 km, y el del sur de Jiangsu es de 110 ~ 130 km. Los cambios en el espesor de la litosfera son consistentes con las características del flujo de calor de la superficie y del flujo de calor del manto. Sobre la base de una exploración geofísica exhaustiva y una interpretación exhaustiva, se cree que hay un manto caliente y una corteza calientes evidentes en la zona de la falla de Tanlu. La superficie superior de la astenosfera está enterrada a una profundidad de entre 50 y 70 km. zona, y el ancho de la zona de calentamiento térmico es de aproximadamente 100 ~ 150 km. Según una exploración geofísica profunda, hay dos zonas de calentamiento anormal en la sección sur de la zona de falla de Tanlu que afectan el desarrollo de las cuencas cenozoicas, y también hay un levantamiento de la cima de la astenosfera. El área obvia de elevación de la astenosfera es de unos 150 km2. En la actualidad, la profundidad máxima de enterramiento de la cima de la astenosfera se encuentra en la cuenca oriental de Subei, lo que es consistente con el principal centro de hundimiento de la cuenca de Subei en esta área. El rango de elevación isotérmica de la superficie del calentamiento Curie también es de 150 km2, y generalmente se desarrolla en esta área una capa gruesa de baja velocidad y alta conductividad a una profundidad de aproximadamente 15 a 20 km.
Basado en las cuencas de extensión del este de China, la Tabla 1-1 muestra la estructura básica de la litosfera, la actividad magmática y las características estructurales del basamento de estas cuencas.
Tabla 1-1 Capa de rift continental y características estructurales de la corteza del este de China