Movimientos de la corteza terrestre y eventos térmicos tectónicos en la historia geológica
1. Principales movimientos corticales y eventos térmicos tectónicos durante la formación del basamento del cratón Arcaico-Proterozoico.
La Era Arcaico-Proterozoica es el período de formación del basamento cristalino de la plataforma chino-coreana, incluyendo Yanshan y sus áreas adyacentes. Se han producido múltiples períodos de fuertes movimientos regionales de la corteza terrestre, como el movimiento hacia el oeste, el movimiento Fuping, el movimiento Wutai, el movimiento Luliang, etc. , acompañado de eventos térmicos como múltiples períodos de deformación tectónica en diferentes direcciones, metamorfismo regional medio-profundo, erupciones volcánicas e intrusión de magma.
1. Movimiento hacia el oeste
El movimiento de la corteza durante el período de movimiento hacia el oeste fue modificado por múltiples movimientos de la corteza en el período posterior y se superpuso a eventos tectónico-térmicos tardíos. para identificar con precisión la discordancia angular correspondiente en el campo, sin embargo, todavía se muestra claramente en el mapa de distribución estadística de la edad del evento tectónico-térmico relacionado (Figura 1-8).
El movimiento hacia el oeste se produjo entre 3.000 y 2.900 millones de años y tuvo diversos grados de impacto en muchas áreas del bloque del norte de China, como Jidong, el oeste de Liaoning, Liaodong, Jilin, Wutai, Jining y Jiaodong. El movimiento hacia el oeste provocó que las facies de granulita-anfibolita en las partes inferiores del Grupo Qianxi, Grupo Miyun, Grupo Jining, Grupo Sanggan, Grupo Xia'anshan, Grupo Longgang, Grupo Taishan, Grupo Jianping y Grupo Jiaodong sufrieran metamorfismo regional y cambios complejos. Reología plástica, con intrusión de granito perilla, granito y magma máfico-ultramáfico. Formó el granito Perilla en Yuhuzhai, Taipingzhai y Shangying en el oeste de Hebei, el granito gneis Juntunshan (2960 Ma) en Qian'an (Liu Dunyi, 1991) y el granito Gongchangling en Liaodong (3000 ~ 2900 Ma) (Liu Dunyi, 19965438).
Figura 1-8 Mapa de distribución estadística de eventos tectónico-térmicos durante el período de formación del basamento de cratón de los bloques Yanshan (a) y Huashan (b).
Figura 1-8 Mapa estadístico de edad isotópica de Yanshan y las áreas del margen norte del Cratón del Norte de China durante la formación del basamento del cratón
Los datos estadísticos incluyen isócronas Rb-Sr de metamórficas edad de línea de rocas y rocas intrusivas, edad isócrona Sm-Nd, edad U-Pb de circón y edad 39Ar-40Ar.
2. Movimiento Fuping
El Movimiento Fuping ocurrió entre 2600 y 2400 Ma (Figura 1-8). Fue uno de los movimientos de la corteza terrestre más fuertes del Precámbrico Inferior en China. Plataforma Coreana 1. El Grupo Fuping, el Grupo Longquanguan y el Grupo Wutai suprayacente en el área de la montaña Wutai de Shanxi forman una relación de contacto angular discordante, lo que hace que el Grupo Dantazi, el Grupo Wulashan, el Grupo Fuping, el Grupo Anshan superior, medio y superior. Grupo Jianping, y Grupo Jiaodong medio y superior, grupo Jiapi. Acompañadas de un fuerte levantamiento de la cúpula de gneis, reología plástica sólida, deformación por corte dúctil, gneis, esquistosidad y otras deformaciones estructurales extensas, así como una fuerte migmatización e intrusión de magma, se formaron las formaciones rocosas de Qian'an y Qiannan. ) en Xi, Anshan, Qingyuan, Haicheng y otros lugares, el cinturón de granito mixto Shanhaiguan-Suizhong (2403~2475Ma) y el granito Liaodong Qidashan (2400Ma). 1992), el granito de Wulashan (2370~2470 Ma) (Ma Xingyuan et al., 1990) y el cinturón de granito y piedra verde en el este de Hebei, el norte de Hebei, el norte de Liaoning, Jiaodong, Wutai, el sur de Jilin, Jiapigou y Wulashan (Shen Baofeng et al., 6544
3. Movimiento Wutai
El Movimiento Wutai corresponde aproximadamente al Movimiento Shuangshanzi en el este de Hebei, que ocurrió entre 2200 y 2000 ma, causando una brecha entre el Grupo Wutaishan. y el Grupo Hutuo suprayacente La discordancia angular y las relaciones de contacto han dado como resultado un extenso metamorfismo regional de facies altas de anfibolita de esquisto verde en el Grupo Wutai, el Grupo Shuangshanzi, el Grupo Hongqiyingzi, el Grupo Setengshan, el Grupo Xialiaohe y el Grupo Ji'an, acompañado de cizalla dúctil. pliegues cerrados, etc.
Se formaron un gran número de zonas de corte dúctiles y varios tipos de estructuras plegadas, así como intrusiones magmáticas como granito Dushan (2000 Ma) (Zhao Dunmin, 1990), pórfido de diabasa de Zhangjiagou (2265 Ma) (Sun Jiashu, 1994). En el oeste de Mongolia Interior y en las montañas Wutai se forman algunos cinturones de granito y piedra verde.
4. Movimiento Luliang
El Movimiento Luliang ocurrió entre 1900 y 1800 Ma y fue otro movimiento de la corteza terrestre más importante en el período Cámbrico temprano de la Plataforma Sino-Corea (Li Junsheng, 1939). ; Ren Jishun et al., 1980; Cui, 1980), se formó una cortina plegable regional en Zhuzhangzi-Shuangshanzi, las montañas Wutai, las montañas Taihang, Jin'an, Jiaodong y otras áreas en el este de Hebei, dando lugar al Grupo Zhuzhangzi, Hutuo. Group y Fengyin Group con facies de esquisto verde. Se produjo una fuerte deformación estructural en el Grupo Zishan, el Grupo Shangliao, el Grupo Gantaohe, el Grupo Erdaowa y el Grupo Laoling. El cinturón de granito y piedra verde de Zhuzhangzi (Li Jinrong, 1997) se formó por la intrusión de magma de granito como el granito Siziwangqi, el granito Lanying (1790 Ma) y el pórfido de granito Banbishan (1757 Ma). El basamento cristalino unificado de la plataforma chino-coreana finalmente se formó en el período Luliang.
La transformación superpuesta de los cuatro movimientos de la corteza terrestre y los eventos tectónico-térmicos anteriores ha formado un patrón tectónico regional bastante complejo (Figura 1-9).
2. Movimientos corticales y eventos tectónico-térmicos relacionados durante la formación de la cubierta del cratón Neoproterozoico-Paleozoico.
Después del Movimiento Luliang, la plataforma chino-coreana, incluida la zona de Yanshan, entró en un período de desarrollo relativamente estable de la cubierta sedimentaria de cratones hasta el final del Paleozoico. Durante este período, el movimiento de la corteza terrestre estuvo dominado por los altibajos de las masas terrestres (movimientos de formación de tierra), formando discontinuidades sedimentarias de múltiples etapas y relaciones de contacto discordantes paralelas regionales. El Mesoproterozoico estuvo acompañado de fuertes rifting, erupciones volcánicas submarinas y syn; -Actividades de fallas sedimentarias, con áreas locales. También se desarrolló metamorfismo superficial regional.
Desde el Mesoproterozoico hasta el Neoproterozoico temprano (1800 ~ 1000 Ma), el movimiento diferencial de la corteza terrestre del Bloque del Norte de China todavía era relativamente fuerte, y generalmente se encontraba en la etapa de evolución de depresiones de rift (depresiones de rift y antiguos valles de rift). Se forman múltiples centros de rift (Figura 1-10). Las depresiones de Yinshan y Yanshan Aola corren casi de este a oeste y están compuestas principalmente por rocas clásticas, rocas carbonatadas y lutitas costeras y de aguas poco profundas de casi 10.000 metros de espesor, con múltiples capas de rocas volcánicas intermedias-básicas del fondo marino en el área de Tieling. En el noreste de Liaoning todavía se desarrolla una típica lava almohadillada mesoproterozoica. Tomando como límites la falla Datong-Guyuan y la falla Tanlu, el sistema Aulacao se divide de oeste a este en tres secciones, a saber, Langshan-Bayun Obo Aulacao en el oeste, Yanshan-Liaoxi Aulacao en el medio y el río Panhe en el este. Todos estos barrancos se desarrollaron sobre la base de cratones antiguos, y su estratigrafía y sedimentación son algo comparables, pero sus características de distribución y tipos estructurales son diferentes en sus respectivos períodos y espacios de desarrollo.
La sección occidental del sistema de la Depresión de Yinshan incluye las depresiones Langshan-Bayun Obo y Zaltai, que se distribuyen linealmente en dirección este-oeste, con más de 500 km de longitud de este a oeste, y unos 100 km de ancho de norte a sur. Ambos lados están delimitados por la misma dirección de fractura sedimentaria de este a oeste. La edad de esta depresión puede ser anterior a la de Liaoyan. La depresión norte de Bayan Obo-Aola está depositada en el Grupo Bayan Obo y tiene 9.000 metros de espesor. Está compuesta de elementos de tierras raras de hierro, rocas carbonatadas de la Formación Jianshan y rocas ígneas básicas intermedias. En la parte sur de la depresión de Zaltai Aola, se depositó una formación de roca clástica carbonatada que contiene hierro de 3200 metros de espesor del Grupo Zaltai, y la Formación Jishu está intercalada con rocas volcánicas alcalinas intermedias-básicas (Wang Zhen et al. , 1989). Su ambiente de depósito es principalmente facies neríticas costeras, y algunas áreas son paleoambientes de aguas semiprofundas, formando múltiples ciclos sedimentarios clásticos-carbonatados-lodos. Después de la formación del Grupo Zaltai y el Grupo Bayan Obo, experimentaron un fuerte movimiento de la corteza (Movimiento Zaltai), provocando un metamorfismo superficial de facies de esquisto verde, deformación por pliegue y deformación por corte dúctil. La edad de este movimiento de la corteza es de aproximadamente 65438 ± 0400 ma. Después de 1400 Ma, se formó el sistema litoral de roca clástica, roca carbonatada y roca arcillosa del Grupo Shinagan. El espesor es pequeño y sin cambios, y cubre los estratos del valle bajo con una discordancia angular. Es un depósito de roca estable típico.
Figura 1-9 Mapa paleoestructural Arcaico-Proterozoico del borde norte del Bloque Norte de China y áreas adyacentes (ligeramente complementado y modificado según Cui et al. (1980))
Figura 1- 9 Mapa paleoestructural Arcaico-Paleoproterozoico del margen norte del Cratón del Norte de China
1 ~ 2—Paleoproterozoico: anticlinales y anticlinales inversos, sinclinales e inclinaciones inversas 3 ~ 4—Tiempos antiguos arcaicos: anticlinales; y anticlinales inversos, sinclinales y sinclinales inversos; 5-Paleoproterozoico: foliación y foliación; 6-Arqueo: esquistosidad y esquistosidad; 7-Fallas tardías y fallas ocultas; rocas intrusivas; 10-cinturón de piedras verdes; 11-Paleoproterozoico: rocas carbonatadas; 12-movimiento post-Yanliao (1000Ma) construcción de melaza; 13-la línea divisoria entre los sistemas de rocas arcaicas y proterozoicas; 16 - Estructura ovalada; 17 - Zona de corte dúctil; 18 - Línea de anomalía magnética en la zona de falla de Tanlu
Figura 1-10 Mapa paleoestructural mesoproterozoico del margen norte del Bloque del Norte de China (ligeramente complementado y modificado) en Cui et al. (1976))
Figura 1-10 Mapa Paleotectónico del Cratón del Norte de China del Neoproterozoico Central
1-Zona de elevación 2-Zona de falla sinsedimentaria; líneas de estratos mesoproterozoicos; área de Yinshan: grupo Baiyun Obo, grupo Zhaertaishan; áreas de Yanshan y Fanhe: grupo Changcheng, grupo Jixian, grupo Qingbaikou; área de Qingbaikou y sistema Sinian; rocas intrusivas ácidas; rocas intrusivas básicas; fallas fanerozoicas de 7; construcción de melaza de 8 después del movimiento de Yanliao (puntos de medición de espesor de 9 estratos)
La depresión de Liaoyan en la sección media generalmente se extiende hacia el noreste. y obviamente está afectado por Controlado por la falla sinsedimentaria Zhangjiakou-Chengde-Beipiao. Entre ellos, los estratos sedimentarios neoproterozoicos tienen hasta 10.000 metros de espesor. El centro del valle del rift se encuentra en el área de Jixian-Chaoyang. Los estratos sedimentarios son gruesos en el norte y gradualmente se vuelven más delgados de sur a oeste. Los estratos sedimentarios de abajo hacia arriba son el Grupo Changcheng y el Grupo Jixian, que son un conjunto de estructuras sedimentarias marinas litorales y poco profundas que formaron la serie de rocas volcánicas submarinas alcalinas e intermedias-básicas de la Formación Dahongyu en el Mesoproterozoico temprano. El centro del valle del rift está rodeado por un cinturón de elevación, la mayor parte del cual está bajo el agua. El Rifting comenzó alrededor de 1800 Ma, durante el cual se produjeron varios movimientos ascendentes. Por ejemplo, el movimiento Luanxian ocurrió en 1400 Ma, lo que resultó en discontinuidades sedimentarias y disconformidades paralelas entre el Grupo Jixian y el Grupo Changcheng. El movimiento Qin-Yu de 1000 Ma provocó una discontinuidad sedimentaria y una disconformidad paralela entre el Grupo Qingbaikou y el Grupo Jixian. Después de la deposición de la Formación Xiamaling en el Neoproterozoico, la formación de arenisca de glauconita y cuarzo de la Formación Jingeryu cubrió un área grande, marcando el comienzo de la transición a una etapa de desarrollo de casquete de cratón estable en esta área.
La depresión de Dongfanhe Aola está ubicada en la parte oriental de la falla de Tanlu. Su ruptura comenzó más tarde que la depresión de Liaoyan Aola, y carece de la etapa Changzhougou, la etapa Chuanlinggou y la etapa Tuanshanzi de la etapa Changcheng. La deposición de fisuras comenzó en el período Dahongyu del período Changcheng. La Formación Dahongyu, la Formación Gaozhuang y la Formación Jixian del Grupo Changcheng formadas durante el período de rift son un conjunto de series de rocas clásticas y carbonatadas. Sus características sedimentarias y edad estratigráfica son muy consistentes con las de la depresión de Yanshan Aola, pero también existen ciertas diferencias. . Por ejemplo, la lava básica intermedia en forma de almohada se desarrolló en el período Wumishan de Fanhe Aolacao, lo que refleja las grandes actividades de este período. La depresión de Fanhe'ao terminó al final del Mesoproterozoico, y las rocas clásticas gruesas de la Formación Yintun se formaron después del Movimiento Yanliao (1000 Ma), y sus características litológicas son similares a las de la Formación Molasse posorogénica.
El este de Jiaodong, el sur de Liaoning y el sur de Jinan se encontraban en un estado de elevación y erosión durante el Mesoproterozoico (1800 ~ 1000 Ma) 800 Ma. Después del Movimiento Yan-Liao a principios del Neoproterozoico, las estructuras de melaza del Grupo Yongning y la cubierta de cratones del Grupo Xihe, el Grupo Wuxingshan y el Grupo Jinxian se formaron en el área de Dalian-Fuxian. En el área de Hunjiang en el sur de la provincia de Jilin, se formaron la formación de melaza de la Formación Baifangzhuang y los depósitos de roca de la Formación Xihe y la Formación Hunjiang. Los períodos de construcción sedimentaria antes mencionados tienen buenas similitudes, y todos están dominados por facies costeras estables y facies marinas someras de construcción sedimentaria, con ciclos sedimentarios de rocas clásticas-rocas carbonatadas-rocas arcillosas. Afectada por movimientos de la corteza a principios del Mesozoico, esta formación experimentó un metamorfismo regional superficial, como el Grupo Xihe en el área de Luda y el Grupo Penglai en Jiaodong.
Comparando los tres aulacornios mesoproterozoicos de Oriente, Centro y Occidente, se puede observar que son comparables en muchos aspectos, pero también tienen grandes diferencias.
Durante el Neoproterozoico hasta finales del Paleozoico, la actividad tectónica de la plataforma chino-coreana se debilitó aún más y el movimiento tectónico de la corteza fue débil. Durante la mayor parte del tiempo (Cámbrico-Ordovícico Medio y Carbonífero Medio-Pérmico), toda el área estuvo en un ambiente sedimentario costero y marino poco profundo estable, durante el cual ocurrieron muchas subidas y bajadas del nivel del mar. Desde el Ordovícico tardío hasta el Carbonífero temprano, se produjo un movimiento de construcción de tierras caracterizado por un levantamiento general, lo que resultó en una pausa de sedimentación a largo plazo y una discordancia paralela regional. Durante este período no se produjeron eventos tectonotermales fuertes.
3. Movimientos corticales y eventos tectónico-térmicos relacionados durante la orogenia intracontinental Mesozoica y Cenozoica.
Después de experimentar un largo período de desarrollo de la cubierta sedimentaria desde el Mesoproterozoico hasta el Paleozoico, Yanshan y las áreas adyacentes entraron en un nuevo período de actividades tectónicas mesozoicas y cenozoicas, a saber, orogenia intracontinental y Yanshan. un fuerte impacto no sólo en la zona de Yanshan, sino también en vastas zonas del este de Asia. Es uno de los movimientos de la corteza terrestre más importantes de la historia geológica. Los movimientos tectónicos mesozoicos y cenozoicos en Yanshan y áreas adyacentes y sus deformaciones relacionadas, estructuras de inversión y actividades magmáticas a menudo se reflejan en eventos episódicos.
A través de investigaciones y estudios geológicos a largo plazo, se han identificado de 5 a 6 discordancias angulares regionales mesozoicas en Yanshan y sus áreas adyacentes. Cada discordancia angular regional representa un episodio de pliegue o episodio orogénico (Cui He, 1983; Cui et al., 1985; Cui et al., 1990; Cui He, 1997; Cui et al., 1998) (Tablas 1-2 y 1-4). Hubo 12 episodios tectónicos en el período Indosiniano del Cinturón Orogénico de Yanshan, incluida la "Formación Qianxingshikou" al final del Triásico Medio y la "Formación Qiannandaling" al final del Triásico Tardío, que marca el comienzo de la orogenia intracontinental mesozoica. en la zona. Hubo cuatro episodios tectónicos regionales en el período Yanshanian (Jurásico-Cretácico), incluida la Formación Qianlijishan y la Formación Qiandonglingtai (Formación Qianyixian) en el período Yanshanian temprano, la antigua Formación Sunjiawan y el Cretácico Superior a finales del período Yanshanian y la cortina tectónica. entre el Terciario Inferior. Los principales eventos geológicos relacionados con los 5 a 6 episodios tectónicos o episodios orogénicos anteriores incluyen la formación de estructuras tipo melaza en el mismo período orogénico y eventos de intrusión de magma de diferentes naturalezas, cambios de pliegue y actividades de fallas de empuje relacionadas con una fuerte compresión, Post- eventos eruptivos magmáticos orogénicos, el surgimiento de varias cuencas sedimentarias nuevas o cuencas vulcano-sedimentarias asociadas con una extensión lenta, y plegamiento sinsedimentario y actividad de fallas sinsedimentarias.
Tabla 1-4 Tabla resumen de estructuras sedimentarias volcánicas mesozoicas y períodos de desarrollo de discordancia angular regional en el cinturón orogénico de Yanshan
Figura 1-11 Diagrama esquemático de estructuras mesozoicas y distribución estructural en la Cinturón orogénico intracontinental de Yanshan
Figura 1-11 Mapa estructural mesozoico del cinturón orogénico intracontinental de Yanshan
1-Capa estructural Arcaico-Proterozoico; 2-Capa estructural Neoproterozoico-Paleozoico medio; 6 Formaciones volcánicas-sedimentarias de la Era Mesozoica: 3-series de conglomerados arenosos, 4-series carboníferas y series de esquisto bituminoso, 5-series volcánicas-sedimentarias ácidas-medio ácidas, 6-series volcánicas-sedimentarias básicas-neutrales 7-regionales mesozoicas; Zona estructural de falla de empuje; 8-granito; 9-roca intrusiva neutra; 11-roca intrusiva básica; 13-roca intrusiva oculta e inferida; >La superposición de movimientos corticales de múltiples etapas y episodios y eventos tectónico-térmicos en el Mesozoico formó un patrón tectónico regional bastante complejo en el cinturón orogénico intracontinental de Yanshan (Figura 1-11).
El Cenozoico en el cinturón orogénico de Yanshan está subdesarrollado y tiene una distribución limitada. Es difícil observar directamente la interfaz de discordancia angular obvia. En las cuencas del rift del Bajo Liaohe y del norte de China en el borde sureste del cinturón orogénico de Yanshan, existe una discordancia angular a gran escala entre los sedimentos de la depresión de la falla del Terciario temprano y la depresión del Terciario tardío-Cuaternario (Li Guoyu et al., 1988). Se estima que este evento episódico tectónico que ocurrió entre el Himalaya temprano y tardío también debería tener un cierto impacto en el cinturón orogénico de Yanshan. Además, con el levantamiento descoordinado de las montañas Yanshan durante el período del Himalaya, hubo dos planos de plantación a diferentes altitudes durante el período Beitai (Paleógeno temprano) y el período Tangxiano (Mioceno tardío) (1991).