La formación del antiguo continente chino
La formación del núcleo continental en el sur de China (incluidas la región de Yangtze y la región de Cathaysia) fue posterior a la del norte de China y Tarim. En esta zona se han descubierto las primeras rocas de la corteza en fase anfibolita, la mayoría de las cuales datan de 3000 a 2500 Ma, y algunas de 3300 a 3200 Ma. Distribuido principalmente en Kangdian y Huangling-Shennongjia en el oeste de Hubei, Zhanggongshan en el noreste de Jiangxi, Longquan en Zhejiang y Jianning en Fujian (Lin, 1989; Ma Changxin, 1993; Zhao, 1993). Circones heredados de granitos del Paleozoico al Mesozoico en Dongben, Motianling, Dehua, Youxi, Guangxi Hetai y otros lugares en Guangdong, circones detríticos mesoproterozoicos de Baosi en Guangxi y Liuqing en Fujian, y el Grupo Baoban en la isla de Hainan. Las edades de las inclusiones oscuras son todas de 3200 -2400 Ma. Además, en el plan de extensión aeromagnética de 10 kilómetros, hay bloques estables de alto magnetismo en Songpan, Zhongchuan, Yunkai y Zengcheng, que se especula que son causados por rocas metamórficas en fase anfibolita. La evidencia anterior muestra que durante el Meso-Neoarqueano, con la diferenciación de los materiales de la corteza y el manto, aparecieron estructuras grandes y pequeñas en Kangdian, Songpan, Sichuan central, Hubei occidental, la unión de Hunan, Guizhou y Guangxi, Yunkai, Zengcheng, Hainan. Isla, Zhejiang y Fujian, etc. Un núcleo terrestre.
En el Paleoproterozoico, los núcleos continentales antes mencionados maduraron inicialmente y se depositaron areniscas estacionales, lutitas de aluminio ricas en carbono y rocas carbonatadas. El Proterozoico tardío fue un período importante de acreción y empalme del núcleo continental. Shen Weizhou (1993) propuso que 2000 ~ 1800 Ma fue el período de formación de la corteza terrestre más importante en las regiones de Zhejiang y Fujian basándose en la edad isócrona Sm-Nd de las rocas metamórficas y la edad del circón U-Pb, y el "antiguo continente chino". Básicamente se había formado. En ese momento, también se habían formado dos bloques continentales en los tramos superiores del río Yangtze (centro de Sichuan-oeste de Hubei) y norte de Jiangsu-sur del Mar Amarillo. Depositaron rocas clásticas terrígenas estables y carbonatos de magnesita durante el Mesoproterozoico. En Sichuan, Yunnan, Motianling y otros lugares, predominan las rocas volcánicas sedimentarias del tipo del valle del rift.
Hace unos 1.400 Ma, especialmente hace unos 1.000 Ma, el sur de China se convirtió en una masa de tierra unificada con baja estabilidad. Este evento tectónico-térmico se refleja claramente en el área del Yangtze, donde los estratos mesoproterozoicos están fuertemente plegados y el metamorfismo de la fase de esquisto verde es extenso. Hay intrusiones de granito en el norte de Guangxi, la montaña Fanjing en el este de Guizhou, Xiuning en Anhui, la montaña Qinling-Daba del sur y la montaña Kangdian-Longmen, con una edad de aproximadamente 65438 ± 0000 m.a. Las rocas y granitos metamórficos mesoproterozoicos están cubiertos por la discordancia neoproterozoica Qingbaikou-Sinian. La intrusión de granito y el metamorfismo térmico hace 1400 Ma y hace 1100-950 Ma también estaban muy extendidos en las áreas de Zhejiang y Fujian, y se combinaron con el bloque continental del Yangtze en Shaoxing-Jiangshan, Zhejiang.
La evolución proterozoica de Tarim y Qaidam fue similar a la del sur de China, y también se acrecentaron en masas de tierra al final del Mesoproterozoico.
En este punto, los bloques del Norte de China, del Sur de China y de Tarim, que originalmente se acumularon alrededor del núcleo del continente Arcaico, se combinaron para formar un continente antiguo a gran escala: el Continente Antiguo Pre-China. El empalme del Bloque Norte de China y el Bloque Sur de China se ha distribuido en la zona de combinación y sus dos lados (Zhao, 1995) o la edad de formación y edad de migmatización de muchos granitos desarrollados en el Sur de China, Norte de China, Qaidam y Qaidam. , confirmado por la edad de la metamorfosis. Figura 1.1, Figura 1.2).
Figura 1.1 Mapa de anomalías de gravedad de Bouguer de China
Figura 1.2 Mapa de distribución de Moho de China y áreas adyacentes (según Wu Qizhi, 1997).
Tabla 1.1 Formación y evolución del continente chino
Comparación de los bloques de Tarim, Yangtze y Norte de China.
La investigación muestra que, además de las características y edades similares de la cratonización del Yangtze y Tarim, el granito calco-alcalino rico en alúmina se desarrolló en el Neoproterozoico temprano, el magmatismo de pirólisis del sur de China y el desarrollo de rocas contemporáneas. La morrena glacial proporciona evidencia importante. Sin embargo, la historia geológica meso-neoproterozoica del cratón del norte de China se desarrolló principalmente en un estado tectónico relativamente tranquilo, y había enormes depósitos de carbonato en el registro estratigráfico. Esto es significativamente diferente de la historia geológica meso-neoproterozoica del cratón Tarim-Yangtze. , Como se muestra a continuación Varios aspectos:
(1) El tiempo de finalización de la cratonización es obviamente diferente. Los cratones son un proceso importante en el que los bloques geológicos se transforman de un estado relativamente activo a un estado relativamente estable. No sólo se manifiestan por el aumento del espesor de la corteza y la formación de montañas superficiales, sino también por el intenso intercambio corteza-manto profundo. materiales. Por tanto, el momento y las características de la cratonización son hitos en la evolución histórica de los bloques geológicos. La cratonización del norte de China se produjo entre 2000 y 1850 Ma. La Cratonización Tarim-Yangtze completó la transición de un estado relativamente activo a un estado relativamente estable a través del Movimiento Jinning o la Orogenia Tarim, que tuvo lugar entre 1000 y 850 Ma, casi 10 mil millones de años después del final de la Cratonización del Norte de China.
(2) Existen diferencias obvias entre el Mesoproterozoico tardío y el Neoproterozoico temprano. Cuando el macizo Tarim-Yangtze experimentó un proceso orogénico durante este período, aparecieron rocas volcánicas de arco y una gran cantidad de rocas intrusivas plutónicas en el borde del cratón, y se desarrollaron cuencas de arco posterior y cuencas de cratón dentro del cratón. Por lo tanto, el margen del Cratón Tarim-Yangtze conserva una gran cantidad de registros geológicos de eventos tectónico-térmicos tempranos del Neoproterozoico. En ese momento, el Cratón del Norte de China estaba en proceso de ajuste desde la Cuenca Carbonatada Mesoproterozoica de Guanghai a la Cuenca Limitada de Qingbaikou. El sistema Qingbaikou dentro y fuera del cratón está compuesto de rocas clásticas y rocas carbonatadas. No tiene una gran cantidad de erupciones volcánicas ni intrusiones plutónicas. Su estado tectónico relativamente tranquilo contrasta claramente con el estado tectónico extremadamente activo del Tarim-. Cratón del Yangtsé.
(3) Existen diferencias obvias en las características evolutivas del Período Nanhua. Se produjo una ruptura a gran escala en el Cratón Tarim-Yangtze durante el Período Nanhua, que duró aproximadamente 65438 ± 000 ma. Se producen rocas volcánicas bimodales, diques máficos, intrusiones de gabro y granito intraplaca, granitos tipo A y cuencas de rift que indican agrietamiento y adelgazamiento de la corteza. Sin embargo, el grupo de eventos de ruptura de Nanhua mencionado anteriormente no apareció en el Cratón del Norte de China y sus márgenes, y su trasfondo estructural es muy diferente del Cratón Tarim-Yangtze.
(4) Las capas y edades de la morrena son diferentes. La capa de morrena típica desarrollada en el sistema Tarim-Cratón Yangtze del sur de China está representada por la Formación Nantuo (Cratón Yangtze) y la Formación Traiken (Cratón Tariken). Está ubicada en la parte superior del sistema del sur de China y tiene una edad de aproximadamente. 700 Ma. La Formación Luoquan y la Formación Zhengmuguan desarrolladas en el margen y margen occidental se ubican bajo el Cámbrico y pertenecen a la cima del Sistema Siniano, con una edad de hace 600-550 años.
(5) El espesor de la corteza varía mucho, gruesa en el oeste, delgada en el este, gruesa en el sur y delgada en el norte.
La UNESCO ha llevado a cabo investigaciones sobre las características de la gravedad y las anomalías magnéticas de China y ha realizado estudios experimentales sobre la estructura litosférica en el borde noreste de la meseta tibetana. La anomalía de gravedad de Bouguer se extiende y separa, la estructura se realza y las interfaces importantes (basato sedimentario y Moho) se invierten. Los resultados muestran que la profundidad de Moho se profundiza gradualmente de noreste a suroeste. La profundidad promedio de Moho del Bloque Ordos y el Bloque Alxa es de 37 a 44 km, mientras que la profundidad promedio de Moho del Sistema Qilian Fold, el Sistema Qinling Fold y el Sistema Songpan-Ganzi Fold en la meseta tibetana es de 44 a 67 km. Al mismo tiempo, se realizó un modelado de ajuste de gravedad directo e inverso en dos secciones importantes en el área de estudio que pasa por el área de Haiyuan-Liupanshan. Se encontró que hay cuerpos de baja densidad en la parte inferior de la corteza superior y en la parte superior de la corteza. la corteza media, que son consistentes con los cuerpos de baja velocidad de los sondeos sísmicos y los sondeos electromagnéticos de baja densidad. La posición de la resistencia corresponde a la de la resistencia, que se considera relacionada con la estructura de deslizamiento. La profundidad del Moho en el suroeste de Tayikistán es de 58 a 60 kilómetros. Los mapas de anomalías magnéticas reflejan la distribución e intensidad de los cuerpos magnéticos en diferentes períodos, especialmente la estrecha relación entre los cuerpos magnéticos y el sistema tectónico de la zona.
(6) China está dividida en varios bloques según características como el sistema estructural, el espesor de la corteza, el basamento y el desarrollo sedimentario (Figura 1.3).
(7) Zona de cambios rápidos en el espesor de la corteza.
① Zona de cambio rápido del espesor de la corteza en las montañas de Altai; (2) Zona de cambio rápido del espesor de la corteza en las montañas Tianshan; (3) Zona de cambio rápido del espesor de la corteza en el borde norte de las montañas del norte de Qilian. Las cuencas del antepaís intracontinentales Neógeno-Cuaternario. esta área se distribuye en el norte El borde norte de las montañas Qilian (o el borde sur de la cuenca de Jiuquan (4) la zona de cambios rápidos en el espesor de la corteza en el borde norte de las montañas West Kunlun, que contiene Neógeno- cuencas de antepaís intracontinentales cuaternarias; ⑤ la zona de cambio repentino en el espesor de la corteza en el borde norte de las montañas de Kunlun oriental, hay cuencas de antepaís intracontinentales neógenas-cuaternarias distribuidas aquí, distribuidas en el borde norte de las montañas de Kunlun oriental (o el borde suroeste) de la cuenca de Qaidam); ⑥La zona de espesor de la corteza que cambia rápidamente en el borde sur del Himalaya, las cuencas del antepaís de He, Ganges y Assam de la India neógena-cuaternaria se distribuyen en el borde sur del Himalaya ⑦La zona de espesor de la corteza que cambia rápidamente desde el oeste de Sichuan; hasta el oeste de Yunnan, a lo largo de las cuales se encuentran las cuencas de antepaís del arco posterior de Chuxiong y del Triásico Tardío de Sichuan occidental de sur a norte; ⑧Ordos La zona de cambio de espesor de la corteza en el borde occidental de la cuenca, a lo largo de la cual se desarrollaron las cuencas de antepaís intracontinentales del Jurásico Tardío 9; La zona de cambio rápido del espesor de la corteza en el oeste de China y Taiwán, a lo largo de la cual se encuentran cuencas de antepaís de arco posterior del Plioceno tardío-Pleistoceno.
Este fenómeno de cambios rápidos en el espesor de la corteza también se puede observar bajo las cuencas del antepaís en el frente de los orógenos de los Cárpatos, Apeninos, Andes y Zagros fuera de China.
Figura 1.3 Diagrama esquemático de la división de parcelas de tierra en China