Principales movimientos tectónicos y características de deformación del caprock de la Cuenca del Tarim
Movimiento Tarimu (Z/Anz)
El Movimiento Jinning del Sur de China fue un importante movimiento tectónico del Proterozoico Tardío, representado por la discordancia entre los sistemas Siniano y Presiniano. Este movimiento puede estar relacionado con un evento de subducción en Tarim a finales del Proterozoico. El cinturón de esquisto azul neoproterozoico de Aksu es la reliquia de esta actividad de subducción y se ha convertido en el esquisto azul precámbrico mejor conservado del mundo (Xiao Xuchang et al., 1990). Zhang et al. (1991) creían que el borde norte de la cuenca del Tarim convergía con las placas de Tianshan central, Tianshan del sur y Junggar-Kazajstán para formar un “antiguo cratón de Xinjiang” unificado.
En cuanto al límite temporal del movimiento Tarim, según el estudio de Aksu blueschist (1990) realizado por Xiao Xuchang y otros, su edad metamórfica es de al menos 800 Ma. El Instituto de Geología y Recursos Minerales de Tianjin. También obtuvo una edad metamórfica de (962 12) Ma (según Zhang et al. 191). La parte inferior del Sistema Sinian en el Levantamiento Kalping está compuesta de arenisca feldespática del litoral marino poco profundo y arenisca con estratos cruzados bien desarrollados. La composición de grava del conglomerado en los 2 a 3 m inferiores está compuesta de esquisto del Grupo Aksu, lo que indica que. su ángulo es discordante en la roca metamórfica de la fase de esquisto verde del Grupo Aksu (Zhang et al., 191; Xiao Xuchang et al., 1990; Chen Fajing et al., 1994), el límite inferior del sistema Siniano en esta área debería ser. 800 Ma, por lo que se especula que el límite temporal del movimiento Tarim está entre 800 y 1000 Ma.
En el área de Kuruktage, las rocas clásticas y las rocas volcánicas de facies de turbidita de flujo gravitacional de asentamiento de Sinian son angularmente discordantes sobre la piedra caliza cristalina del Grupo Pargangtage en Qingbaikou.
En la cuenca, los datos sísmicos revelan que el sistema Sinian es un denso conjunto de zonas de reflexión situadas en la parte más baja de la reflexión de la cubierta sedimentaria. Generalmente hay entre 5 y 7 fases fuertes, que están conectadas de forma intermitente y se pueden rastrear y comparar en toda la cuenca. Debajo está el reflejo en blanco presiniano o reflejo caótico. Por lo tanto, el movimiento Tarim se manifiesta como una inconformidad entre los reflejos sinianos y presinianos en la cuenca, lo cual es extremadamente obvio en toda la cuenca del Tarim, lo que refleja que el movimiento tarim es muy fuerte y afecta a toda la región. En general, se cree que la distribución estable de reflexiones mencionada anteriormente es una manifestación del sistema del Alto Siniano, y su espesor no cambia mucho, entre 400 y 1000 m, en algunas áreas todavía hay un conjunto de capas de reflexión debajo de este fuerte. grupo de ondas de reflexión, lo que sugiere que puede ser una conmoción negativa. Sin embargo, todavía es difícil distinguir con precisión sus atributos y rango de distribución.
Tabla 6-2 Comparación de movimientos tectónicos, estratigrafía y grupos de ondas sísmicas en la Cuenca del Tarim
(Modificada con base en Chen Fajing et al. 1994)
Después de la Cuenca del Tarim Desde el mapa de profundidad de enterramiento de la parte inferior del sistema, se puede ver claramente el patrón estructural de la superficie superior del sótano (Figura 6-15). En el área de la depresión noreste, la profundidad mínima de enterramiento de la base del levantamiento de Shaya es de unos 5.000 metros, la profundidad mínima de enterramiento del sótano de Akkule es de unos 8.000 metros y la profundidad máxima del hundimiento de Caohu es de 14.000 metros. el hundimiento de Mangal tiene 16.000 metros y el basamento de la falla Awati está enterrado a 15.500 metros de profundidad. El levantamiento Shuntuoguole entre ellos es una "plataforma" con una base enterrada a una profundidad de aproximadamente 1000 m.
Según los datos de Zhang Daquan et al. (1991), la profundidad del basamento de la depresión de Kuqa es de 7000 a 9000 metros.
En la zona de levantamiento central, la profundidad de enterramiento más superficial del basamento del levantamiento de Bachu. La profundidad de enterramiento más superficial del sótano del levantamiento Xu es de unos 4.000 metros, la profundidad de enterramiento más superficial del sótano del levantamiento Kartaklon es de unos 6.000 metros y la profundidad de entierro más superficial de la depresión de Tangubas es. unos 10.500 metros.
En el área de la depresión suroeste, la profundidad máxima de enterramiento de la Depresión de Yecheng es de 16.000 metros, la profundidad máxima de la Depresión de Kashgar es de 17.000 metros y el sótano menos profundo de la Pendiente de Maigaiti es de unos 6.000 metros. En la zona de elevación de la falla sureste, la profundidad máxima de enterramiento del sótano es de sólo 5.000 metros, que es la profundidad mínima de enterramiento del sótano en la cuenca.
Obviamente, la Figura 6-15 refleja la apariencia final de la base del sistema Siniano (o la superficie superior del basamento) después de varias etapas del movimiento tectónico, no el resultado de esta etapa del movimiento Tarim. . Sin embargo, el Movimiento Tarim creó claramente el prototipo del patrón estructural actual de la Cuenca del Tarim, como el Levantamiento de Shaya, la Depresión de Mangal, la Depresión de la Falla de Awati, el Levantamiento de Kartaklon y la Depresión de Tangguabas. En este momento también se formaron algunas zonas de falla de basamento y zonas estructurales débiles, como la zona de falla de Luntai y la zona de falla de Tumuhun, que desempeñaron un papel importante en el control de la deformación estructural posterior de la roca de cobertura.
Figura 6-15 Mapa de profundidad de entierro del fondo del sistema sísmico en la cuenca del Tarim
6.2.2 Movimiento de Caledonia
(1) Movimiento de Caledonia temprano
En la primera escena (/Z), la piedra caliza, la lutita silícea y la fosforita de la Formación Yurtus del Cámbrico Inferior son discordantes con la dolomita de la Formación Ziegebulake del Siniano Superior que se desarrolla en la dolomita en la parte superior de. este último (Zhang et al., 1991). En el abultamiento de Kuruktage también se pueden ver finas capas de roca silícea, dolomita y lutita que contiene fósforo de la Formación Xishanbulake del Cámbrico Inferior, que son paralelas e inconformes a las gravas masivas de la Formación Hangerqiaoke del Sinian Superior encima de arenisca fina y microcristalina. dolomita. El pozo Sha 4 en el levantamiento de la falla de Yakra en el levantamiento de Shaya reveló que la parte superior del sistema Sinian era dolomita con brechas kársticas, lo que indica que había una discontinuidad sedimentaria al final del sistema Sinian. Este movimiento tectónico fue el primer episodio del movimiento de Caledonia temprano, denominado movimiento ascendente de Kalpin (Zhang et al., 1991), y puede estar relacionado con la disminución del nivel global del mar (, 1994). Dentro de la cuenca, los datos sísmicos revelan que el Cámbrico y el Siniano están en su mayoría en contacto general. Se infiere que existe una discordancia paralela en el área de levantamiento controlada por el basamento, mientras que en la depresión los dos están en contacto general. La morfología estructural del fondo del Cámbrico en la cuenca del Tarim es muy similar a la del fondo del Siniense, lo que refleja su herencia.
En el segundo acto (011/), aunque los sistemas Cámbrico y Ordovícico están en contacto discordante integral o paralelo en el área del afloramiento del borde de la cuenca, los sistemas Cámbrico y Ordovícico están en contacto discordante general o paralelo en la mayoría áreas de la cuenca El reflejo es una relación general, pero hay un fenómeno obvio de reducción y afloramiento entre los sistemas Cámbrico y Ordovícico en la Depresión Mangal, y el Cámbrico se está adelgazando rápidamente hacia el centro de subsidencia. Este movimiento pertenece al segundo acto del primer movimiento caledonio.
La profundidad mínima de enterramiento del fondo del Ordovícico inferior del levantamiento Shaya es de 6000 m, y la depresión de la falla de Awati es de 13 000 m; la depresión de Manjia alcanza los 14 000 metros, el levantamiento Shuntuoguole sigue siendo una "plataforma"; Ordovícico Inferior El fondo del Período Tao está enterrado a una profundidad de unos 8.000 metros. La profundidad de entierro del Ordovícico Inferior en el levantamiento de Bachu es de 2500 a 6000 metros, la profundidad de entierro en el levantamiento de Kartaklon es de 4000 a 7000 metros y la profundidad de entierro en la depresión de Tangubas es de 8500 metros. La profundidad de entierro del Ordovícico Inferior en la Depresión de Kashgar es de 15.500 metros, y la profundidad de enterramiento en la Depresión de Yecheng es de 145.000 metros.
(2) Movimiento de Caledonia Media
En la primera escena (O2-3/O1), el Ordovícico superior y el Ordovícico Inferior en el área de afloramiento de elevación del borde de la cuenca hay un contacto integrado relación con transición continua entre ellos. Sin embargo, los datos sísmicos muestran una clara discordia entre el Ordovícico Superior y el Inferior en la cuenca. Por ejemplo, puede ver que la interfaz de reflexión tiene un corte descendente entre los números de estación 825000 ~ 865000 en el perfil sísmico EW500. Pero, en general, el alcance de este movimiento tectónico no es grande. Se puede ver en el mapa estructural del fondo del Ordovícico medio y superior que la profundidad mínima de entierro del fondo del Ordovícico medio y superior en el Levantamiento Shaya es de 5.000 metros, y hay una gran área de estratos faltantes. ; la depresión de la falla de Awati tiene 12.000 metros de profundidad; la depresión de Manga tiene 12.500 m; el levantamiento de Shuntuoguole sigue siendo una "plataforma", y el fondo del Ordovícico medio y superior tiene unos 7.000 metros de profundidad.
En la zona de elevación central, la profundidad de enterramiento del Ordovícico medio y superior en la elevación de Bachu es de 1500 a 5000 m; la depresión de Tangubas es de 7500 m. La profundidad de enterramiento del Ordovícico Medio y Superior en la Depresión de Kashgar es de 15.000 metros, y la de la Depresión de Yecheng es de 14.000 metros.
En el segundo episodio (S/O2-3), se puede ver que la arenisca, la limolita y la lutita de color gris verdoso de la Formación Kalpingtage del Silúrico Inferior son discordantemente paralelas o ligeramente anguladas con respecto al Ordovícico subyacente. ácido carbónico en la roca salada (Zhang et al., 1991). En el levantamiento Kuruktag, el ángulo de la Formación Tushbrak del Silúrico Inferior es discordante en el Ordovícico subyacente, el sistema Silúrico-Devónico puede faltar en el Levantamiento de la Falla Sureste y el Levantamiento Altyn Tagh, y la Formación Tushbrak en el Tekriklon. El sistema Silúrico en Qizhong no ha estado expuesto.
Los datos sísmicos muestran que gran parte del Levantamiento Saya del norte carece de Silúrico, mientras que el Levantamiento Saya del sur se puede ver donde el Silúrico cubre la parte superior del levantamiento. En el levantamiento de Kartak, se puede ver que los sistemas Silúrico y Ordovícico están en contacto discordante (Chen Fajing et al., 1994; en Mangal Sag, los fenómenos de sobrecorte y socavado de la interfaz reflectante también se pueden ver claramente).
Las características anteriores indican que el segundo episodio del Movimiento de Caledonia Central fue un movimiento tectónico relativamente fuerte y ampliamente influyente, lo que hizo más obvio el patrón de levantamiento causado por el Movimiento Tarim. Este movimiento tectónico puede ser un reflejo de la transformación pasiva de los márgenes norte y sur de la placa Tarim en márgenes activos, transformando la cuenca del Tarim de una cuenca de extensión intracontinental en el Cámbrico-Ordovícico a una cuenca de compresión intracontinental (Tang, 1994) o Cuenca de compresión continental. Cuenca de flexión interior (Chen Fajing et al., 1994).
Este movimiento hizo que el Sayar Uplift, el Kartakron Uplift y el Ancient City Market Uplift fueran más grandes. Debido a que Mangal Sag está lleno de un enorme espesor del Ordovícico medio y superior, la profundidad de enterramiento del Sistema Silúrico en la depresión (9000 metros) es menor que la profundidad de enterramiento de la Depresión de la Falla de Awati (11500 metros). Sistema Silúrico en el Levantamiento de Bachu La profundidad del enterramiento es de 1000 a 4500 metros, y la depresión de Tangubas tiene 5000 metros de profundidad. La profundidad del fondo del sistema Silúrico en el suroeste sigue siendo superior a los 13.000 m.
Cabe señalar que en Tarim faltan tres áreas silúricas, que se encuentran en el levantamiento de Shaya, el levantamiento de Kartak-Guchengxu y la parte oriental de la vertiente de Maigaiti. Se han descubierto múltiples campos de petróleo y gas en las dos primeras áreas desaparecidas del Silúrico. La tercera área desaparecida del Silúrico también puede tener buenas perspectivas de petróleo y gas y se le debe prestar atención.
(3) Movimiento Caledoniano Tardío
En el Levantamiento Kalping, se pueden ver las areniscas y lutitas de color rojo púrpura y verde amarillo de la Formación Tataheta del Silúrico Medio y Superior en paralelo y Formas inconsistentes integradas en areniscas y lutitas de color verde grisáceo del Bajo Silúrico, indican la presencia de movimiento de Caledonia tardía en el área. En el levantamiento de Kuruktage, las areniscas de la Formación Shugouzi del Devónico Medio e Inferior son paralelas e inconformes a las rocas clásticas de la Formación Tushbulake del Silúrico Inferior. Dentro de la cuenca, los datos sísmicos revelan que la interfaz de reflexión entre los sistemas Silúrico y Devónico tiene una relación general de arriba a abajo, pero en Manjia Sag, se puede ver claramente en los números de estación del perfil sísmico EW500 entre 818 y 880; El Devónico se superpone de manera discordante al Silúrico, lo que indica que el movimiento del Caledonio tardío todavía se manifiesta en la cuenca.
6.2.3 Movimiento Tianshan
El límite de tiempo del Movimiento Tianshan es aproximadamente equivalente al movimiento tectónico de la corteza terrestre desde el Devónico Temprano hasta el Pérmico Tardío, y es equivalente al Movimiento Herciniano. o el Movimiento Herciniano muy utilizado en Europa. En los últimos años, al estudiar el movimiento tectónico del Paleozoico tardío en la cuenca de Tatum Kemu, todavía se le llama generalmente movimiento herciniano o movimiento varisco (Kang Yuzhu, 1986; Zhang et al., 1991, 1994). El movimiento herciniano está estrechamente relacionado con el movimiento herciniano. Fenómeno mixto del movimiento Tianshan. Sin embargo, considerando las características regionales de los movimientos tectónicos, aceptamos utilizar el término movimiento Tianshan. Aunque el Movimiento Tianshan se puede dividir en al menos dos episodios y hasta 12 episodios (Yellow River Source, 1986), en la cuenca del Tarim, basándose en datos sísmicos y de perforación, el Movimiento Tianshan se puede dividir en temprano, medio, tardío, y etapas tardías.
(1) Movimiento Tianshan Temprano (C/D)
Se refiere a un movimiento tectónico que se produjo a finales del período Devónico y principios del Carbonífero. La fuente del río Amarillo (1986) lo llamó movimiento Kumish, y Zhang et al (1991) lo llamaron movimiento Akkul. Este movimiento tectónico puede estar relacionado con la subducción y el cierre por colisión del Océano Sur de Tianshan y el Océano Norte de Kunlun, y su límite de tiempo no es completamente consistente en diferentes regiones.
Al sur de Kumish, en las montañas del sur de Tianshan, se puede ver la discordancia entre las rocas carbonatadas de la Formación Caoaihu del Carbonífero Inferior y las rocas clásticas y rocas volcánicas de la Formación Bochengzi del Devónico Superior (Fuente del Río Amarillo, 1986). las montañas del sur de Tianshan existen ampliamente. En el levantamiento de Kuruktag, rocas clásticas de color rojo púrpura y carbonatos de la Formación Nugustubulak del Carbonífero Inferior se superponen de manera discordante a los estratos subyacentes. Las rocas clásticas gruesas de la Formación Shishichang del Carbonífero Inferior y del Carbonífero Superior son angularmente disconformes con las rocas clásticas rojas del Devónico. En el levantamiento de Bachu, el conglomerado arenoso, la lutita y la caliza de la Formación Bachu del Carbonífero Inferior son paralelos e inconformes con la arenisca, limolita y conglomerado fino de la Formación Kiziltag del Devónico Superior. La discordancia angular de los clastos gruesos de tipo melaza púrpura de la Formación Zizlav del Devónico superior superior en los estratos subyacentes se puede ver en el levantamiento de Tikrik y en el piedemonte de Aqik. En las montañas Kunlun, se pueden observar ampliamente discordancias angulares construidas en los estratos subyacentes después de la orogenia del Devónico superior de clásticos gruesos de tipo melaza. Jiang Chunfa et al (1992) creen que a finales del Devónico tardío, Kunlun generalmente se convirtió en un continente y puede haber afectado las montañas Tarim, Tianshan, Junggar, Qaidam, Qilian y las montañas Qinling orientales de Kunlun, formando así el antiguo continente chino en el Devónico.
Afectado por el movimiento inicial de las montañas Tianshan, el Levantamiento Shaya tiene un evidente fenómeno de socavamiento y superposición en la interfaz de reflexión entre los sistemas Carbonífero y Devónico, subyacente al Devónico, Silúrico, Ordovícico Medio y Superior, y Todos los sistemas del Ordovícico Inferior sufrieron una fuerte erosión, el Sistema Carbonífero en los estratos subyacentes fue angularmente discordante en diferentes períodos (Figura 6-14), y los Sistemas del Ordovícico Medio y Superior, Silúrico y Devónico sufrieron erosión.
El movimiento inicial de las montañas Tianshan fue más prominente en la zona de elevación central, manifestado por intensas actividades de elevación, erosión y fallas (bloques de fallas). El sistema Devónico ha sufrido una extensa denudación, y el sistema Silúrico también ha sufrido una fuerte denudación en el levantamiento de Guchengwei, el levantamiento de Kartaklon y la parte oriental de la vertiente de Maigaiti. El Ordovícico medio y superior en el Pozo Tazhong 1 y el Pozo Tazhong 4 también han sido denudados, y los ángulos del Carbonífero superior de los estratos subyacentes de diferentes períodos están incompletos. Este movimiento tectónico formó una serie de estructuras de bloques de falla en el levantamiento de Kartak, principalmente estructuras de bloques de empuje, que son estructuras favorables para trampas de petróleo y gas.
El movimiento inicial de las montañas Tianshan elevó aún más el levantamiento Shaya, formando finalmente el levantamiento Kartaglon. En el mapa geológico precarbonífero, podemos ver claramente el desempeño y la escala del movimiento temprano de Tianshan en la cuenca del Tarim (Figura 6-16). El sistema Carbonífero está ampliamente superpuesto a los estratos subyacentes de diferentes eras.
En resumen, el movimiento temprano de Tianshan puede estar relacionado con la colisión cerrada del océano Tianshan del sur y el océano Kunlun del norte. Es uno de los movimientos tectónicos más importantes en la historia geológica de la cuenca del Tarim. . Esto resultó en el primer proceso de cuasi aplanamiento en la cuenca del Tarim, con el Carbonífero cubriendo los estratos subyacentes. En comparación con el período precarbonífero, las características estructurales y de deformación del período Carbonífero han sufrido grandes cambios. Uno de los signos más llamativos es que la Depresión de Mangal, el Levantamiento de Kartaklon, el Levantamiento de Xu de la Ciudad Antigua y la Depresión de Tanguba Bass ya no son tan llamativos como lo eran en los primeros días, y el centro de depósito comenzó a moverse hacia el oeste.
(2) El Movimiento Central Tianshan (P1/C)
Ocurrió al final del Período Carbonífero, y también se le llama cambio de Kala en Indonesia (Yellow River Source, 1986) . En el área de Beishan, el conglomerado púrpura parecido a la malaquita y la arenisca de la Formación Kalata del Pérmico Inferior se pueden ver angularmente de manera discordante sobre la piedra caliza, la arenisca y el pórfido de andesita de la Formación Yantan del Carbonífero Superior. Los movimientos tectónicos durante este período fueron generalizados en las áreas de Tianshan y Junggar y estuvieron acompañados de actividad magmática (Huangheyuan, 1986). En la cuenca del Tarim y sus áreas de elevación circundantes, el Carbonífero y el Pérmico son principalmente contactos conformables, y se pueden observar algunos contactos discordantes paralelos, que pueden estar relacionados con el mayor movimiento hacia el oeste del depocentro y la caída del nivel del mar. En el mapa estructural del fondo del Pérmico Inferior, aparece una gran pendiente desde Kartak, Mangal hasta Awati, y su profundidad de enterramiento aumenta de 2.500 metros a 10.000 metros. La profundidad de entierro en el fondo del Pérmico Superior en el Levantamiento de Bachu es. 500-3500 metros, la depresión de Kashgar tiene 12.500 metros de profundidad y la depresión de Yecheng tiene 165.400 metros de profundidad.
Figura 6-16 Mapa geológico precarbonífero de la cuenca del Tarim
(3) Movimiento Tianshan Tardío (P2/P1)
Ocurrió al final del Pérmico Temprano, y se llama Movimiento Xinyuan en el área de Tianshan (Fuente del Río Amarillo, 1986) y Movimiento Shaxi en el Cuenca del Tarim septentrional (Zhang et al., 1991).
En la ladera sur de Yarke y el piedemonte sur de Tianshan, se ve comúnmente la discordancia del ángulo de roca clástica después del período orogénico del Grupo Biyulebaoguzi del Pérmico Superior y las rocas volcánicas de la Formación Kurgan del Pérmico Inferior o Formación Xiaotikanlik superior. . Los Pérmicos superior e inferior del levantamiento de Keping están en contacto general. La arenisca fluvial y la lutita de la Formación Shajingzi están completamente cubiertas por rocas basálticas y clásticas de la Formación Kaipaizleke del Pérmico Inferior. La propia Formación Shajingzi abarca el período temprano y tardío. Pérmico Está en contacto general con rocas clásticas abigarradas del Pérmico superior y rocas carbonatadas y rocas clásticas del Pérmico inferior en el suroeste de los levantamientos de Tatantanmu y Tekriklon.
El movimiento tardío de Tianshan fue evidente en la parte norte de la cuenca del Tarim. La corteza se elevó fuertemente y se desnudó, acompañada de fuertes fallas, pliegues y actividades magmáticas. El rango de distribución del Pérmico Superior se retiró aún más. el suroeste.
(4) Movimiento Tianshan Tardío (T/P2)
Ocurrió al final del Pérmico y fue una continuación del Movimiento Tianshan Tardío. Frente a las montañas Tianshan del Sur, se puede ver que el Grupo Ohobulak del Triásico Inferior es paralelo o ligeramente discordante sobre el Grupo Biyule Baoguzi del Pérmico Superior (Chen Fajing et al., 1994). En la cuenca norte del Tarim, especialmente en el levantamiento de Shaya, la esquina del Triásico es discordante en diferentes estratos del Paleozoico. Debido a la fuerte erosión de los estratos paleozoicos, la superposición de superficies de discordancia causada por el movimiento temprano de Tianshan y el movimiento tardío de Tianshan se puede ver en la parte norte del levantamiento de Shaya. Por ejemplo, el Levantamiento de la Falla de Yakra, el Triásico Superior del Carbonífero, el Ordovícico, el Cámbrico y el Siniano son angularmente discordantes; el Triásico del Levantamiento de Akkule es angularmente discordante por encima del Ordovícico Inferior y el Carbonífero. En la parte oriental del Levantamiento de la Falla de Yakra (Erbatai y las áreas al este de él), el Jurásico-Cretácico es disconforme con el Sistema Pre-Siniano, en el Levantamiento de Shaxi, el ángulo Jurásico-Cretácico no está en los estratos de diferentes capas; del Paleozoico (Figura 6-17 adjunta).
Figura 6-17 Mapa geológico premesozoico de la cuenca del Tarim
El Movimiento Tianshan Tardío y el Movimiento Tianshan Tardío son un proceso de movimiento continuo, que fue discutido por Chen Fajing (1994 ). Creemos que el movimiento tardío de Tianshan se caracteriza por fallas, plegamientos y actividad magmática, mientras que el movimiento tardío de Tianshan se caracteriza por un levantamiento y una fuerte erosión. Estos dos movimientos tectónicos fueron los más fuertes en el levantamiento de Shaya, que fue la etapa final del levantamiento de Shaya, y se debilitaron gradualmente hacia el sur. En esta etapa, debido a la erosión de la superficie por varios procesos geológicos dinámicos externos, el rango de fluctuación de la superficie disminuyó gradualmente y la diferencia de altura disminuyó, lo que resultó en un segundo proceso de casi aplanamiento en la cuenca del Tarim, especialmente el levantamiento Shaya ( Tang, 1993). El resultado de una fuerte erosión a largo plazo se refleja en el modelo de deformación estructural, es decir, en el levantamiento de Shaya y sus vastas áreas adyacentes, la cadena cerrada de colinas enterradas del Paleozoico es muy pequeña, generalmente solo unas pocas decenas de metros, y es. distribuidos principalmente en la superficie de la discordancia.
En el mapa de profundidad de enterramiento top() pre-Mesozoico, el patrón estructural de levantamientos y depresiones alternados en el Paleozoico ya no existe, las características de deformación de la roca de cobertura han cambiado y la cuenca del Tarim se ha convertido en un mundo dividido. Una es que el mercado de la antigua ciudad de Kartak es la parte superior de la estructura, con una pendiente uniforme hacia la dirección Awati-Kuqa y una dirección general de este a oeste. En la parte superior de la estructura, la profundidad mínima de enterramiento de la discordancia es de sólo 2.000 metros, aumentando a 7.500 metros en Awati, 9.000 metros en la Depresión de Kuqa y entre 4.500 y 6.000 metros en el Levantamiento de Shaya. En segundo lugar, el levantamiento de Bachu es la parte superior de la estructura, que es una pendiente unificada en la dirección Kashgar-Yecheng, con la dirección general hacia el noroeste. La superficie de discordancia en la parte superior de la estructura está enterrada a una profundidad de 0 a 2.000 metros, el hundimiento de Kashgar tiene 11.000 metros de profundidad y el hundimiento de Yecheng tiene 9.500 metros de profundidad. En tercer lugar, el levantamiento de la falla Beiminfeng-Luobuzhuang es la parte superior de la estructura, inclinándose hacia la dirección Tian-Ruoqiang, aproximadamente en dirección noreste. La superficie de discordancia en la parte superior de la estructura tiene de 250 a 2000 metros de profundidad y aumenta a 5000 metros hacia la depresión del piedemonte.
6.2.4 Movimiento Indosiniano
Ocurrió a finales del Triásico y fue un movimiento tectónico muy importante. Puede estar relacionado con la colisión de la Placa Qiangtang y la Placa Tarim. Casi afectó a toda la cuenca del Tarim y sus zonas adyacentes. En la Depresión de Kuqa, el Jurásico es paralelo e inconforme al Triásico, y la superficie de contacto es desigual. La superficie superior del Triásico superior generalmente está erosionada y se pueden observar brechas lenticulares en la parte inferior del Jurásico (Chen Fajing et al., 1994). El levantamiento de Shaya se vio afectado por el movimiento indosiniano, faltaban los estratos superiores de la Formación Halahatang en el Triásico Superior y el Jurásico Inferior fue una discordancia paralela en el Triásico.
En la parte oriental de la depresión de Mangal y en la vertiente del río Kongque, el Triásico y el Paleozoico estaban fuertemente erosionados, y el ángulo del Jurásico era discordante en los sistemas subyacentes del Triásico, Carbonífero, Devónico, Silúrico y Ordovícico. Afectada por el movimiento indosiniano, la línea de denudación del Triásico se distribuye a lo largo del borde occidental de la depresión de la falla de Awati, la conexión entre el pozo Shen 1 y el pozo Shen 2. El Triásico tiene generalmente forma circular, sin una dirección obvia del eje principal, y estructuralmente es un monoclinal que se inclina hacia el norte. El movimiento indosiniano provocó que la mayor parte del levantamiento de la cuenca quedara desnudo. Durante el Jurásico, se retiró a la esquina noreste de la cuenca y las depresiones del antepaís circundantes, y la cuenca del Tarim entró en un tercer estado de cuasi aplanamiento. En el suroeste de China, el Triásico y el Jurásico están en contacto discordante en paralelo.
Algunos académicos de renombre han discutido incisivamente el impacto del movimiento indosiniano en las cuencas petroleras mesozoicas y cenozoicas y en los patrones estructurales en el oeste de China. Zhu Xia et al. (1983) consideraron el movimiento indosiniano y el movimiento Yanshan temprano como la primera etapa del movimiento de transformación, y creían que la fractura y falla de la cuenca del Tarim comenzaron en el Triásico Tardío, las depresiones intermitentes de Qaidam y Turpan. Se había formado y las montañas Qinling. La sección occidental fue cerrada por el movimiento indochino. Jiang Chunfa et al. (1992) señalaron que el movimiento indosiniano y sus ciclos de apertura y cierre solo causaron pliegues estratigráficos en el área de Kunlun Oriental y no formaron esquistosidad obvia y el movimiento indosiniano al final del Triásico Medio no solo causó; Triásico Medio Los estratos subyacentes se han metamorfoseado ligeramente, unificando los estratos de reemplazo producidos en el Carbonífero-Triásico Medio, y transformando la primera fase de foliación producida en los estratos Mesoproterozoico-Paleozoico Inferior. Los estratos de medida de carbón del Triásico Superior y Jurásico sobre la superficie de discordancia no son metamórficos, y mucho menos muestran foliación, y los pliegues son más anchos. El movimiento Indosiniano al final del Triásico Tardío en Kunlun Occidental provocó que el Jurásico Marino fuera angularmente discordante por encima del Triásico Superior. Los pliegues del Jurásico se abrieron y no mostraron metamorfismo, mientras que el Pérmico Inferior y el Triásico Superior cerraron pliegues con rocas volcánicas y. metamorfosearse. Por tanto, el movimiento indochino fue un importante punto de división. Wang Hongzhen et al. (1990) creían que la colisión de acoplamiento entre el norte de Asia (Angharashtan) y el dominio tectónico chino-coreano-Tarimu se completó a finales del período Hercínico-indosiniano temprano, la última colisión entre la subtectónica chino-coreana y el Yangtze; Los dominios ocurrieron durante el período Indosiniano, obviamente, el cierre final de todo el sistema Paleo-Tetis y la formación de los Continentes Unidos deberían haber sido durante el período Indosiniano. La primera conexión entre el sistema Gondwana y Eurasia se produjo durante el movimiento indosiniano, que unió el macizo de Qiangtang con la mayor parte de China continental. En resumen, el movimiento indosiniano es de gran importancia en la historia de la evolución de la corteza terrestre en China continental y áreas adyacentes. La deformación de la corteza terrestre causada por el movimiento indosiniano muestra un cierto grado de continuidad y herencia con el período herciniano (Wang Hongzhen et al., 1990). ). El desarrollo de la típica depresión del antepaís en la cuenca del Tarim puede haber comenzado después del movimiento indosiniano. La formación de una serie de cuencas sedimentarias jurásicas en los lados norte y sur de las montañas Tianshan y dentro de ellas fue obviamente el resultado del movimiento indosiniano.
6.2.5 Movimiento Yanshan
(1) Movimiento Yanshan temprano y medio (K1/J1 o K1/J)
Ocurrió a finales del Siglo Temprano Jurásico respectivamente y Jurásico Tardío, posiblemente relacionados con el cierre de subducción de la rama norte de la corteza oceánica del Tetis Medio y la fusión hacia el norte del Macizo de Gangdese y el antiguo continente asiático. El Jurásico está bien desarrollado en la depresión del antepaís de Kuqa, y la Formación Kapushaliang del Cretácico Inferior es paralela o ligeramente discordante por encima del Jurásico. En el levantamiento de Shaya y el área de Mangal, los datos de perforación revelaron que el sistema Jurásico sólo existe en la serie inferior, y que faltan los sistemas Jurásico medio y superior. El Cretácico Inferior es paralelo e inconforme en los estratos de medida de carbón del Jurásico Inferior, lo que indica que el movimiento Yanshan temprano y el movimiento Yanshan medio en esta área fueron continuos. La forma estructural del Cretácico Inferior es todavía un monoclinal inclinado hacia el norte, y su rango de depósito es mucho mayor que el del Jurásico. Generalmente se encuentra en contacto discordante superpuesto con los estratos subyacentes. En la región suroeste, la distribución del Jurásico y Cretácico Inferior es relativamente limitada y se desarrolla principalmente en depresiones de piedemonte o cuencas separadas. El Grupo Kizilsu del Cretácico Inferior es paralelo o ligeramente discordante con el Jurásico.
(2) Movimiento Yanshaniense Tardío (K2/K1 o E/K2)
Ocurrió a finales del Cretácico Inferior y finales del Cretácico Tardío respectivamente, lo que equivale Según Zhu Xia et al. (1983), el segundo movimiento reformista. El Cretácico Superior y el Cretácico Inferior en el área tienen relaciones de contacto conformables o discordantes paralelas, y las relaciones de contacto discordantes de microángulos se pueden ver localmente. Por ejemplo, en el río Kelasu, los conglomerados arenosos del Grupo Kumgelam (K2-E) pueden verse discordantemente sobre la lutita de arenisca roja de la Formación Bashkichik del Cretácico Inferior (Chen Fajing et al., 1994).
Los datos sísmicos y de perforación revelan que en la vasta área del norte de Tazhong, existen principalmente contactos de discordancia paralelos entre el Cretácico Superior-Paleógeno y el Cretácico Inferior.
En el suroeste, el Grupo Yingisha del Cretácico Superior y el Grupo Kizilsu del Cretácico Inferior están en contacto discordante integral o paralelo, y el Grupo Kashgar del Terciario Inferior está en contacto paralelo o paralelo con el Grupo Yingisha del Cretácico Superior. La discordancia angular indica que el movimiento yanshaniano tardío en el suroeste fue más fuerte que el movimiento yanshaniano tardío. El sistema Cretácico Superior-Paleógeno en el sureste de China es paralelo o disconforme con el Cretácico Inferior y los estratos subyacentes.
El sistema Cretácico Superior-Terciario Inferior pertenece a tres depresiones de antepaís independientes, entre las cuales los sedimentos de las dos depresiones de antepaís en las partes norte y suroeste de Tarzán se superponen al levantamiento de Kartaglon y al levantamiento de Bachu, respectivamente. Arriba, está en contacto discordante superpuesto con el Cretácico Inferior y los estratos inferiores. El actual levantamiento de Bachu comenzó a formarse durante los movimientos yanshanianos tardíos o tardíos.
Movimiento del Himalaya
(1) Movimiento del Himalaya Temprano (N1/E)
Ocurrió a finales o finales del Período Terciario Temprano, cerca del Océano Central de Tetis El cierre de subducción de la parte principal (es decir, el antiguo océano entre los bloques del Ganges y del Himalaya) está relacionado con la colisión de la placa india y la placa euroasiática (Wang Hongzhen et al., 1990). En la parte norte de la cuenca del Tarim, el Mioceno está en contacto conformable o paralelo discordante con el sistema terciario subyacente (Zhang et al., 1991; Chen Fajing et al., 1994). la cuenca que la perspectiva Mioceno se encuentra en los sistemas Paleógeno y Paleógeno en los estratos subyacentes. En el área de Yecheng-Hotian en el suroeste de China, el Grupo Wuqia del Mioceno está en contacto general con el Paleógeno. En Kashgar Sag, la discordancia Sino-Xinxi generalmente presenta una discordancia paralela con el yeso o la lutita de yeso de diferentes capas en el Paleógeno, y las relaciones de contacto de discordancia angular se pueden ver localmente. Este movimiento tectónico provocó un fuerte hundimiento frente a las montañas Tianshan y las montañas Kunlun, y estuvo acompañado de actividad de fallas. Básicamente, se formó el levantamiento de Bachu y continuó aumentando.
(2) El Movimiento del Himalaya Medio (N2/N1)
Ocurrió a finales del Mioceno y estuvo relacionado con la cuña adicional de la Placa India en la Placa Euroasiática. Hubo un fuerte movimiento tectónico. En la Depresión de Kuqa, la Formación Kuqa del Plioceno y la Formación Kangcun del Mioceno son paralelas o discordantes (Chen Fajing et al., 1994). La Formación Artush del Plioceno en Yecheng Sag contacta principalmente con la Formación Wuqia del Mioceno en su conjunto, mientras que la Formación Artush del Plioceno en Kashgar Sag es paralela o angularmente discordante por encima de la Formación Wuqia del Mioceno.
En el interior de la cuenca, los datos sísmicos de Awati, Bachu y el oeste revelan que la interfaz de reflexión entre el Mioceno y el Plioceno tiene fenómenos evidentes de socavación y superposición. Los terremotos de Shajingzi, Acha-Mutu y la zona de la falla Asanti-Mazatag continúan activos, controlando la sedimentación en ambos lados de la falla. El levantamiento de Bachu aumentó aún más y la depresión del Piamonte se flexionó aún más y se asentó con fuerza.
(3) El movimiento tardío del Himalaya (Q/N2)
Ocurrió a finales del Plioceno, un período en el que la placa india se hundió en la placa euroasiática y la meseta tibetana se elevó. rápidamente. Zhu Xia et al. (1983) lo consideraron como el tercer movimiento reformista. Este movimiento tectónico provocó que las montañas Tianshan y las montañas Kunlun se comprimieran y acortaran severamente, se elevaran enormemente y se empujaran hacia la cuenca. Frente a las montañas del sur de Tianshan, la esquina cuaternaria de la depresión de Kuqa es discordante en el sistema terciario. Los sistemas medio y terciario bajo la superficie de discordancia tienen fuertes actividades de plegamiento y fallas, formando un pliegue de antepaís y un cinturón de empuje. El levantamiento de Kelping forma un cinturón de empuje imbricado a lo largo de la superficie de desprendimiento del Cámbrico Inferior. Las fallas a ambos lados del levantamiento de Bachu continuaron moviéndose y el levantamiento finalmente se formó, formando una mantilla de empuje en el eje del levantamiento. La falla de Shajingzi y la falla de Karayurun alrededor de la depresión de la falla de Awati también tienen actividades heredadas. Frente a las montañas Kunlun, debido a la invasión del Pamir hacia el norte, no solo se produjo una fuerte compresión y empuje en la depresión del piedemonte, formando un cinturón de pliegue y empuje, sino que también se generó un gran componente de rumbo y deslizamiento, provocando el pliegue del piedemonte. y se forma un cinturón de empuje. La zona de falla se desarrolla en forma de ganso volador. En el sureste, las montañas Altun se elevan y las montañas East Kunlun se desploman hacia la cuenca, acompañadas de componentes de deslizamiento. La zona de falla Cele-Luobuzhuang en el borde frontal de la zona de elevación de la falla sureste tiene una fuerte actividad, y la falla Beiminfeng-Luobuzhuang finalmente ha sido finalizada. En el vientre de la cuenca, muestra principalmente débiles actividades regionales de levantamiento, plegamiento y fallas.