Evolución de la portada del Cratón del Norte de China
Después del Movimiento Luliang, el Cratón del Norte de China entró en un período de desarrollo de cubierta sedimentaria relativamente estable hasta el final del Paleozoico. Durante este período, el movimiento de la corteza estuvo dominado por el movimiento de levantamiento de bloques (movimiento de formación de tierra), formando discontinuidades sedimentarias de múltiples etapas y relaciones de contacto de discordancia paralelas regionales. Durante el Mesoproterozoico (1800 ~ 1000 Ma), la mayoría de las áreas de la Plataforma del Norte de China se encontraban en un ambiente marino somero litoral lacustre profundo intracontinental. Hubo fuertes procesos de rifting a largo plazo, erupciones volcánicas submarinas y actividades de fallas sinsedimentarias regionales. En algunas áreas se produjo levantamiento y denudación. Sin embargo, el valle del rift de la corteza terrestre de la plataforma mesoproterozoica del norte de China no se convirtió en un ambiente paleooceánico, sino que solo formó una típica depresión paleo-Aula. Durante el Neoproterozoico, la Plataforma del Norte de China se transformó en un ambiente sedimentario marino costero poco profundo estable (1000 ~ 800 Ma) y un ambiente estable de erosión y meteorización (800 ~ 600 Ma).
Durante el Mesoproterozoico (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 (valles de depresión y antiguos valles del rift) , formando múltiples Centros del Valle del Rift. Yinshan y Yanshan Aolacao están casi orientados de este a oeste, y el Grupo Changcheng y el Grupo Jixian tienen casi 10.000 metros de espesor de roca clástica, roca carbonatada y lutita costera y de mar poco profundo.
Las unidades estratigráficas de la Formación Changcheng de abajo hacia arriba son el conglomerado arenoso de la Formación Changzhou, la lutita de la Formación Chuanlinggou, la cuarcita de la Formación Dahongyu intercalada con arenisca, la dolomita de la Formación Gaozhuang y las unidades estratigráficas de pedernal gris rayado de Jixian. Las formaciones, de abajo hacia arriba, son lutitas púrpuras de la Formación Yangzhuang, dolomita y piedra caliza dolomítica de la Formación Wumishan, lutitas arenosas de la Formación Hongshuizhuang y lutitas intercaladas de piedra caliza de la Formación Tieling. A principios del Mesoproterozoico, los volcanes submarinos entraron en erupción violentamente en algunas áreas. Por ejemplo, la Formación Dahongyu en el área de Yanshan tiene múltiples capas de rocas volcánicas submarinas intermedias-básicas, y la lava almohadillada del Mesoproterozoico todavía se desarrolla en el área de Tieling en el noreste de Liaoning. Durante la deposición de la Formación Gaozhuang del Grupo Changcheng y la Formación Wumishan del Grupo Jixian, las primeras algas florecieron en el entorno marino paleo-poco profundo, formando gruesas capas de islas y arrecifes de piedra caliza y estromatolitos en algunos lugares.
El Mesoproterozoico estaba delimitado por la falla Datong-Guyuan y la falla Tanlu, y el sistema de la depresión del norte de China se dividió en tres secciones de oeste a este, a saber, la depresión Langshan-Bayun Obo en el oeste y la Canal Yanshan-Baiyuan Obo en el medio. Canal Liaoxi y Canal Panhe en el este. Todos estos barrancos se desarrollaron sobre la base de cratones antiguos, y su estratigrafía y sedimentación son algo comparables. Sin embargo, existen ciertas diferencias en las características de distribución y tipos estructurales de barrancos en sus respectivos períodos y espacios de desarrollo, lo que refleja la heterogeneidad espaciotemporal del rifting mesoproterozoico en la Plataforma del Norte de China.
El sistema de vaguadas de Yinshan Aola en la sección occidental incluye las vaguadas de Langshan-Bayun Obo y Zaltai Aola, que se distribuyen linealmente de este a oeste, con más de 500 km de longitud de este a oeste y unos 100 km de ancho de norte a sur, con gran proximidad en ambos lados Controlada por fallas sinsedimentarias de este a oeste (Figura 3-10). La edad de formación de esta depresión puede ser anterior a la del sistema de depresión de Liaoyan. El espesor sedimentario del valle de Bayan Obo en el norte es de 9.000 metros, y las estructuras sedimentarias de tierras raras que contienen hierro del Grupo Bayan Obo están intercaladas con rocas carbonatadas y rocas volcánicas básicas de la Formación Jianshan. El Grupo Zaltai está compuesto por rocas clásticas carbonatadas que contienen hierro, de 3200 metros de espesor, depositadas en la parte sur de la depresión de Zaltai Aola, 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 la serie de rocas clásticas, rocas carbonatadas y rocas arcillosas marinas poco profundas del Grupo Shinagan. Es delgada, eventualmente se metamorfosea y cubre los estratos de la etapa de depresión en una discordancia angular. Es una Caprock estable típica. declaración.
La depresión de Liaoyan en la sección media generalmente se extiende hacia el noreste y obviamente está controlada 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 (Figura 3-10). . 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, tiempo durante el cual se produjeron varios movimientos ascendentes. Por ejemplo, el movimiento Luanxian ocurrió en 1400 Ma, lo que resultó en discontinuidades sedimentarias y discordancias 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.
El Dongfanhe Aolatrough está ubicado en la parte oriental de la falla de Tanlu (Figura 3-10. Su rifting comenzó más tarde que el Liaoyan Aolatrough, y carece de la etapa Changzhougou y de la etapa Chuanling de la etapa Changcheng). Durante la etapa Gou y la etapa Tuanshanzi, la deposición de fisuras comenzó en la etapa Dahongyu de la etapa 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 Mimishan de Fanhe Aolatong, lo que refleja las grandes actividades de este período. El Fanhe Aolatrough terminó al final del Mesoproterozoico, y las rocas clásticas gruesas de la Formación Yintun se formaron después del movimiento Yan-Liao (1000 Ma), y sus características litológicas son similares a las de la Formación Molasse posorogénica.
Las montañas Jiaodong oriental, Liaoning meridional, Jilin meridional, Ordos y Taihang han estado en estado de elevación y denudación durante 800 Ma durante el Mesoproterozoico (1800 ~ 1000 Ma) (Figura 3-10). 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 estructuras sedimentarias antes mencionados tienen buenas similitudes. Todos son estructuras sedimentarias costeras y de aguas poco profundas relativamente estables, con ciclos sedimentarios clásticos-carbonatados-lodos. 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.
Figura 3-10 Mapa paleoestructural mesoproterozoico de la Plataforma del Norte de China
1 - Líneas de isoespesor de los estratos mesoproterozoicos (m) 2 - Áreas ocultas de cobertura cuaternaria Isopaca estratigráfica mesoproterozoica (m) 3-fallas antiguas sinsedimentarias; 4-fallas tardías (Mesozoico-Cenozoico); 5-eje de levantamiento paleozoico; 6-zona de denudación de rocas metamórficas arcaicas-proterozoicas
En el Neoproterozoico tardío (1000 ~ 800 Ma), La actividad tectónica de la Plataforma del Norte de China se debilitó aún más, la ruptura no fue obvia y los movimientos tectónicos de la corteza terrestre fueron débiles. La mayoría de ellos se produjeron en ambientes deposicionales costeros y marinos poco profundos estables, formando los detritos del Grupo Qingbaikou. Las estructuras sedimentarias incluyen el esquisto de la Formación Xiamaling temprana. y la arenisca de finales de la Formación Jingeryu, durante la cual se produjeron muchas subidas y bajadas del nivel del mar. Desde aproximadamente 800 Ma, el agua de mar de la Plataforma del Norte de China se ha retirado gradualmente, convirtiéndose en un entorno continental estable, y ha sido ampliamente erosionada y desnudada, formando hiatos sedimentarios a largo plazo y discordancias paralelas regionales; sin embargo, no hay una fuerte deformación tectónica regional ni magmática; Se han producido eventos térmicos.
Durante el desarrollo y evolución de la depresión de la plataforma mesoproterozoica del norte de China, las montañas Yuntai estaban ubicadas en el suroeste de la depresión central de Liaoyan, y la mayor parte pertenecía al borde sureste del antiguo levantamiento de las montañas Taihang. En la historia geológica de 1800 a 600 Ma a mediados del Neoproterozoico, la mayoría de las áreas de las montañas Yuntai estuvieron en un estado de elevación y erosión durante mucho tiempo. Hubo una falta de sedimentación a mediados del Neoproterozoico y a gran escala. La transgresión marina solo ocurrió en el Cámbrico, formando las épocas Cámbrica y Arcaica. La relación de contacto de discordancia angular de los gneis, el conglomerado de basamento típico se desarrolla en la superficie de la discordancia (Figura 3-65438), algunas áreas se encuentran en ambientes costeros y marinos poco profundos, formando pequeñas espesor Rocas clásticas mesoproterozoicas
Figura 3-11 Relación de contacto angular discordante entre la arenisca del Cámbrico y el gneis arcaico en el embalse de Bayi, montaña Yuntai (lente al este)
(2) El período de la cubierta estable del Paleozoico
La Plataforma del Norte de China entró en una etapa de desarrollo de cubierta de cratones estable en el Paleozoico. Un ambiente sedimentario marino poco profundo, amplio y estable, se desarrolló en el Paleozoico temprano (Cámbrico-Ordovícico medio), formándose. una serie de rocas clásticas y carbonatadas frías de Wuyan-Ordovícico medio relativamente unificadas. Desde finales del Paleozoico temprano hasta principios del Paleozoico tardío (Ordovícico tardío hasta Carbonífero temprano), la tierra se elevó en su conjunto, dominada por la denudación y el aplanamiento regional, y faltaron los sedimentos del Ordovícico superior, Silúrico, Devónico y Carbonífero inferior.
A finales del Paleozoico, era un ambiente de depósito de lago fluvial o pantano marino bajo, que formaba la serie de rocas clásticas carboníferas del Carbonífero Medio-Pérmico.
1. Patrón paleotectónico del Paleozoico Inferior
En el Paleozoico Inferior, la Plataforma del Norte de China estaba situada entre el antiguo Océano Asiático (placa) y el antiguo Océano Qinling (placa) ( Figura 3-12). Está separada del antiguo Océano Asiático por un eje relativamente estable de Mongolia Interior y la Plataforma del Norte de China. Ha estado en un entorno de elevación y erosión de tierras antiguas durante mucho tiempo. se encuentra en una plataforma estable o en un entorno marino poco profundo. El océano Paleoasiático y el océano Paleo-Qinling se encuentran desde hace mucho tiempo en un ambiente volcánico-sedimentario, con intensa actividad. La transgresión marina ocurrió en la mayoría de las áreas de la Plataforma del Norte de China durante el Cámbrico-Ordovícico Medio, formando un ambiente sedimentario marino poco profundo, amplio y estable. A principios del período Cámbrico, la mayoría de las áreas todavía se encontraban en un entorno de antigua erosión de la tierra. En el Cámbrico temprano se produjo una transgresión marina a gran escala, que depositó lutitas y calizas con un espesor de unos 500 m, que formaron sucesivamente la caliza leopardo de la Formación Fujunshan, la lutita rojo púrpura de la Formación Shantou y la Formación Maozhuang, y la Formación Xuzhuang La piedra caliza oolítica de la Formación Gushan, la lutita calcárea y la piedra caliza rayada arcillosa de la Formación Gushan, y la piedra caliza de hoja de bambú, marga y piedra caliza pura de la Formación Changshan y la Formación Fengshan. Aunque la litología y litofacies de los estratos sedimentarios del Cámbrico del mismo período son relativamente uniformes, el espesor de los estratos sedimentarios del Cámbrico varía mucho debido al control de estructuras antiguas. El espesor del Cámbrico en el oeste de Shandong es de unos 740 m, el espesor del Cámbrico en el este de Liaoning es de unos 640 m, el espesor del Cámbrico en Huaiyu es de unos 1300 m y el espesor del Cámbrico de Helanshan-Liupanshan es ≥ 1000 m. Formación desarrollada en el Cámbrico temprano en las montañas Taihang del sur. En el período medio, el fenómeno de transición de fase superpuesta de la Formación Shantou y la Formación Maozhuang se desarrolló en los lados este y oeste de las montañas Taihang.
Figura 3-12 Mapa paleoestructural del Paleozoico temprano de la Plataforma del Norte de China
1-Estratos sedimentarios marinos someros del Cámbrico-Ordovícico medio; 2-Estratos sedimentarios volcánicos-sedimentarios marinos paleocámbricos; 3. La Plataforma del Norte de China estabilizó el límite sedimentario del antiguo mar poco profundo; 4-fallas sinsedimentarias y el límite del antiguo océano asiático; 5-zona de elevación del eje de Mongolia Interior; 6-la costa moderna
Norte de China; Terreno Se depositaron estratos sedimentarios con un espesor de unos 700 metros en el Ordovícico temprano y medio de Taiwán, que son principalmente piedra caliza y caliza dolomítica. La litología es similar en varios lugares y representa un ambiente marino poco profundo estable en algunas áreas, como. las montañas Taihang, durante el Ordovícico temprano Se formaron extensos depósitos de yeso y sal en un ambiente evaporativo. A partir de finales del Ordovícico Medio, la Plataforma del Norte de China comenzó a elevarse lentamente, provocando una regresión marina a gran escala. A finales del Ordovícico, llegó a la tierra y luego permaneció en un entorno de erosión paleocontinental durante mucho tiempo. El océano Paleoasiático y el océano Paleo-Qinling a ambos lados de la Plataforma del Norte de China todavía se encontraban en un ambiente geosinclinal activo durante el Período Ordovícico-Silúrico Tardío, formando antiguas capas submarinas de rocas volcánicas-sedimentarias de enorme espesor.
2. Patrón Paleotectónico del Paleozoico Tardío
En el Paleozoico Tardío, la Plataforma del Norte de China todavía estaba entre el Océano Paleoasiático (Placa) y el Océano Paleo-Qinling (Placa) ( Figura 3-13). Afectada por la subducción hacia el sur de la placa litosférica del océano paleoasiático en el norte, la actividad tectónica del Paleozoico tardío del eje de Mongolia Interior aumentó significativamente y se produjeron fuertes eventos de intrusión de magma del Paleozoico tardío y deformación por cizallamiento dúctil, formando un gran número de placas litosféricas tardías. Granitos paleozoico-indosinianos y granitos cercanos de este a oeste hacia la zona de corte dúctil. Del Devónico al Carbonífero Inferior de la Plataforma del Norte de China se encontraba en un estado de elevación y erosión de todo el continente antiguo, y del Carbonífero Medio al Pérmico se encontraba en un entorno de depósito costero pantanoso y de ríos y lagos interiores. El océano Paleoasiático y el océano Paleo-Qinling (océano Paleo-Indosiniano) estaban en un ambiente volcánico-sedimentario submarino a principios del Paleozoico tardío, y la placa paleo-oceánica comenzó a subducirse hacia la Plataforma del Norte de China a finales del Paleozoico.
Figura 3-13 Mapa paleoestructural del Paleozoico tardío de la Plataforma del Norte de China
1-Construcción sedimentaria carbonífera del Carbonífero-Pérmico 2-Volcanes marinos antiguos del Silúrico-Pérmico-Estratos sedimentarios; límites sedimentarios que contienen carbón de ríos, lagos y pantanos en la Plataforma del Norte de China; límites de 4 subducción de placas oceánicas antiguas; zona de elevación del eje de 5-Mongolia Interior; 6-isópacas de estratos sedimentarios que contienen carbón (m)
A partir del Carbonífero Medio, la Plataforma del Norte de China experimentó una transgresión marina, formando diferentes tipos de sedimentos costeros y estructuras sedimentarias portadoras de carbón relativamente estables, lo que resultó en una discordancia paralela entre los estratos de grava del Carbonífero Medio y la piedra caliza del Ordovícico Medio. relación. Los depósitos mesolíticos costero-continentales de arenisca carbonífera, lutita y piedra caliza de capa delgada en la Formación Benxi de la Plataforma del Norte de China, y los depósitos del Carbonífero Tardío de arenisca carbonífera, lutita y piedra caliza en la Formación Taiyuan.
El Pérmico formó estratos sedimentarios lacustres continentales que contienen carbón, incluidas las areniscas, lutitas y vetas de carbón de la Formación Shanxi en la parte inferior del Pérmico Inferior, las lutitas bituminosas, las lutitas arenosas y las areniscas de la Formación Shihezi en la parte superior del Pérmico Inferior. Pérmico Inferior y Superior La Formación Shihezi Superior de Sumcension consiste en lutita abigarrada intercalada con arenisca, y arenisca estacional y lutita de color rojo púrpura intercalada con piedra caliza de agua dulce y capas de sal de yeso.
El espesor sedimentario de la Plataforma del Norte de China en el Paleozoico Superior cambió significativamente en el espacio, formando varios centros sedimentarios o subcuencas, como la cuenca sedimentaria continental de Ordos, la cuenca sedimentaria carbonífera de Taiyuan, la Cuenca sedimentaria carbonífera Beijing-Tianjin y cuenca sedimentaria Liaodong, de las cuales la cuenca interior de Ordos es la mayor. El espesor de los estratos sedimentarios del Carbonífero-Pérmico en el depocentro de Yinchuan de la cuenca de Ordos es de 1.000 a 1.200 metros, el espesor de los estratos sedimentarios carboníferos del Carbonífero-Pérmico en la cuenca de Taiyuan y la cuenca de Beijing-Tianjin es de 800 a 65.438 600 a 800 metros, y los estratos sedimentarios del Carbonífero-Pérmico en la cuenca de Liaodong tienen un espesor de 1.000 a 1.200 metros. El espesor de los estratos sedimentarios que contienen carbón es de 800 metros, y el de otras áreas, incluida el área de Jiaozuo, es de 800 metros. Debido al clima cálido y húmedo y a la densa vegetación, la Plataforma del Carbonífero Medio-Pérmico Temprano del Norte de China se convirtió en el período de formación de carbón más importante en el norte de China, formando enormes recursos de carbón. Desde el Pérmico Superior, la actividad tectónica diferencial en la Plataforma del Norte de China se ha intensificado aún más y las cuencas sedimentarias han disminuido de tamaño y han aumentado en número. El clima tiende a ser seco, las rocas clásticas de color púrpura y las capas de yeso están ampliamente distribuidas y se forman grandes minas de yeso localmente.