Evolución tectónica de la paleoplaca del Yangtsé durante el período Caledonio
(Instituto de Investigación para la Exploración y el Desarrollo del Petróleo de China, Beijing 100083)
Según la edad del sótano del Pre-Siniano y el patrón de distribución del sistema Siniano, se cree que La placa Paleo-Yangtze de Caledonia (Z-S) era más grande que la placa Yangtze, estrechamente definida en la actualidad, que incluye al menos el bloque Songpan-Ganzi y la microplaca Qinling, que pertenece al sistema oceánico de múltiples islas en la parte oriental del océano Tetis original. Según las cuatro etapas de actividad de las placas que afectaron la evolución de la cuenca del cratón, la evolución tectónica de Caledonia del antiguo cratón del Yangtze se puede dividir en cinco etapas, a saber, el período de ajuste del equilibrio del Siniano, el período de expansión del Cámbrico y el Ordovícico temprano y medio. período de convergencia, el período de colisión del Ordovícico medio y tardío y la nueva ronda de ajuste del equilibrio en el Silúrico. De esto se puede inferir que hubo un enorme centro de generación de hidrocarburos en la región oriental de Sichuan-Occidental Hunan-Hubei en el Paleozoico temprano. El levantamiento de Leshan-Longnvsi, el levantamiento de Jiangnan-Xuefeng y el levantamiento central de Guizhou se formaron en el período Caledonio. la fuente de petróleo y gas en este período.
Palabras clave: Evolución tectónica de la placa Paleo-Yangtze de Caledonia en el este de Tetis
Evolución tectónica de la placa Paleo-Yangtze de Caledonia en el período Caledonio
Wang Xinwei
(Instituto de Investigación de Exploración y Producción Sinopec, Beijing 100083)
A través del estudio de la edad del basamento presiniano y la distribución del Siniano, se cree que los antiguos La placa Yangtze era más grande de lo que es ahora, al menos incluyendo el bloque del área Songpan-Ganzi y la microplaca Qinling, que fueron una parte integral del Océano Tetis Oriental durante el período Caledonio (desde el Siniano hasta el Silúrico en este artículo). Según las cuatro etapas evolutivas de las cuencas de cratones afectadas por el movimiento entre placas, la evolución del antiguo Cratón del Yangtze se divide en cinco etapas, a saber, la etapa de ajuste del equilibrio en el Siniano, la etapa de extensión en el Cámbrico y el Ordovícico temprano y medio. La etapa de convergencia del Ordovícico medio y tardío, la etapa de colisión del Ordovícico medio y tardío y la nueva etapa de ajuste del equilibrio del Silúrico. De esto se puede inferir que existe una enorme depresión paleozoica generadora de hidrocarburos desde el este de Sichuan hasta el oeste de Hunan y Hubei. Los paleolevantamientos formados por el movimiento de Caledonia, como el levantamiento de Leshan-Longnüshi, el levantamiento de Jiangnan-Xuefeng y el levantamiento central de Guizhou. , son la zona de acumulación de petróleo y gas de Caledonia.
Palabras clave: Placa Paleo-Yangtze, Tetis Oriental, evolución tectónica de Caledonia
En sentido estricto, el norte de la Placa Yangtze está delimitado por la falla Jiashan-Xiangshui y la falla Mianlue- Falla de las Montañas Dabie del Sur Está delimitada por la falla Longmenshan y la falla Jinshajiang-Ailaoshan en el oeste y el bloque Songpan-Ganzi y el bloque Qamdu en el oeste, y es adyacente a la placa Cathaysian en el sureste por la antigua zona de sutura de Jiangshuo. (Figura 1). La Placa del Yangtze es la principal zona de exploración de petróleo y gas en el sur de China. Durante mucho tiempo, los geólogos chinos han realizado muchos trabajos de investigación, pero la mayoría de ellos se centraron en la evolución estructural, el marco de secuencia y las cuencas residuales transformadas por movimientos tectónicos posteriores [1 ~ 4]. Todavía faltan investigaciones sobre las características de desarrollo de la paleoplaca del Yangtze en la cuenca del cratón y su relación con el océano proto-Tetis. Sobre la base de resultados de investigaciones anteriores, este artículo analiza la evolución tectónica del antiguo cratón del Yangtsé en el período Caledonio y su relación con el océano proto-Tetis según las etapas de actividad de las placas que afectan la evolución de la cuenca del cratón, y se centra en el Silúrico La naturaleza y características de distribución de las cuencas prototipo de la época.
Figura 1 Diagrama esquemático de la antigua cordillera de placas del Yangtsé
(Modificada según la referencia [2])
1 Estructura del sótano y cordillera de placas antiguas
El basamento de la Placa del Yangtze se refiere a los estratos anteriores al Sistema Neoproterozoico Siniano y tiene una estructura de doble capa [5]. La capa estructural inferior es el basamento cristalino Paleoproterozoico Arcaico U-Pb. Es un conjunto de rocas metamórficas profundas compuestas por rocas volcánicas medio-básicas y rocas volcánicas clásticas (el grado de metamorfismo alcanza la fase anfibolita), así como fuertes bases magnéticas. Las intrusiones de roca ultrabásica se denominan respectivamente Complejo Kangding (área de Kangdian, 1760 ~ 3100 Ma) y Complejo Jidong. La capa estructural superior es una serie de rocas metamórficas poco profundas del Mesoproterozoico, y el grado de metamorfismo es la fase de esquisto verde. Las rocas originales son un conjunto de rocas clásticas marinas profundas y poco profundas, turbidita volcánica, basalto toleítico tipo almohada, roca silícea y roca carbonatada, llamadas respectivamente Grupo Kunyang (distrito de Kangdian, 1002 Ma), Grupo Huangshuihe (oeste de Sichuan), Grupo Fudiya (norte Sichuan), Grupo Shennongjia (Sichuan Hubei) y Grupo Fanjingshan (Sichuan y Guizhou), Grupo Banxi (Sichuan oriental), Grupo Xikou y Grupo Likou (Anhui del Sur U-Pb Jiangxi En el noreste, 963 ~ 148 provocaron plegamiento y deformación de las capas estructurales superior e inferior, y a través de la intrusión de magma y el metamorfismo regional, se formaron el basamento del Sinian y sus depósitos de cobertura posteriores.
El Sinian es la etapa en la que la placa del Yangtze ingresa a la plataforma. Cubierta sedimentaria Con base en la edad del basamento y el patrón de distribución del sistema Siniano, muchos estudiosos creen que el alcance de la antigua placa del Yangtze es mucho mayor que la estrecha placa del Yangtze y puede incluir el bloque Songpan-Ganzi y la microplaca Qinling.
La evidencia principal es:
(1) En el área de Wenxian-Qingchuan en el lado este del macizo Songpan-Ganzi, está expuesta una gran área de macizo rocoso que consiste en el Grupo Bikou metamórfico profundo mesoproterozoico. , ambas alas están cubiertas por la Formación Dengying. Se puede inferir que la Formación Dengying debería estar conectada al sótano de la cuenca de Sichuan cuando se depositó [6].
(2) Hay rocas clásticas terrígenas de grano grueso en el Grupo Baiyigou del Bajo Sinian en el área oriental de Jiangzha de las Montañas Qinling del Sur. Las partículas de sedimento son más gruesas en el sur y más finas en el norte, y la grava disminuye de sur a norte. Las gravas terrígenas y las rocas clásticas finas tienen tres conjuntos de edades isotópicas, a saber, aproximadamente 2000 Ma (toba), 1000 ~ 1400 Ma (granito) y aproximadamente 740 Ma (riolita).
(3) Los bloques de lecho de roca en el sureste del macizo Songpan-Ganzi son todos productos del magmatismo tectónico de Jinning, como el granito Danbagezong (1585 Ma, circón detrítico 207Pb/206Pb), el granito Shapingguan (1017 Ma, método de circón U-Pb), gabro Xingwenping (1017 Ma).
(4) La Microplaca Qinling tiene el basamento presiniano de doble capa de la Placa Yangtze, es decir, el basamento cristalino Arcaico-Proterozoico y el basamento metamórfico transicional Mesoproterozoico-Neoproterozoico. El grado metamórfico del sótano inferior ha alcanzado la fase anfibolita-granulita metamórfica media-profunda, y los complejos Foping, Xiaomoling y Douling están expuestos principalmente. El grado de metamorfismo en el basamento superior es en su mayoría facies metamórficas de esquisto verde poco profundas, que es un conjunto de series de rocas volcánicas sedimentarias mesoproterozoicas dominadas por rocas volcánicas, incluido el Grupo Liaoxi (965 ~ 1304 Ma), el Grupo Kulinghe (711 ~ 1019 Ma) , Maotang. El Bajo Sinian generalmente está ausente en el área de Qinling, mientras que la Formación Doushantuo del Alto Sinian y la Formación Dengying están ampliamente desarrolladas en el área sur de Qinling y no cruzan la Línea Shangdan hacia el norte, lo que indica que la Microplaca Qinling pertenece a la Paleoplaca del Yangtze. y la Paleoplaca del Yangtsé La placa y la Paleoplaca del Norte de China se separaron a principios del Siniense [8].
De la evidencia anterior, se puede inferir que el alcance de la placa antigua del Yangtze incluye al menos el bloque Songpan-Ganzi y la microplaca Qinling, que en conjunto constituyen un cratón antiguo del Yangtze a gran escala (Figura 1). ).
2 Relación con el Océano Proto-Tetis
El Movimiento Jinning ocurrido al final del Período Qingbaikou del Neoproterozoico formó la base plegada de la Paleoplaca del Yangtsé. Su dinámica no lo fue. solo relacionado con el Cathaysiano Está relacionado con la colisión y el empalme del Bloque Yangtze y el Bloque Yangtze a lo largo de la zona de falla (sutura) de Yanshou, y también con la colisión y el empalme de la paleoplaca del Yangtze y la paleoplaca del norte de China a lo largo de la sutura Shangdan zona en ese momento [2]. Huang et al. [9] creen que el Movimiento Jinning (llamado Movimiento Tarim en la Cuenca del Tarim) formó una plataforma china completa y la llamaron Plataforma China Antigua. Después de la extensión desde el Siniano hasta el Cámbrico temprano, la antigua plataforma china se desintegró para formar el Océano Qilian y el Océano Qinling. Li et al [10] llamaron al movimiento de extensión en este momento el "Cataclismo Xingkai". La convergencia jinningiana de China continental y el entorno extensional al comienzo del Siniense pueden haber sido globales, pertenecientes a la formación de Rodinia Pangea en el Neoproterozoico y a la ruptura de Pangea desde finales del Precámbrico hasta principios del Paleozoico Temprano. [11 ~ 12]. Después de la desintegración de Pangea, se formaron las originales Gondwana y Laurasia, así como las penínsulas chino-coreana, Yangtze-china, Qiangtang-Chamdo e Indochina esparcidas en el océano proto-Tetis (límite de tiempo: Siniano-Paleozoico temprano). Bloques continentales y microcontinentales de Tarim y Qaidam. Li Xingzhen et al. [13] dividieron el Océano Tetis original en cuatro ramas según la distribución espacial de la actual zona de sutura continental, a saber, el Océano Paleo-Asia-Sur Tianshan en el norte, el Océano Kun en el medio y el Océano Tetis. Océano Paleo-Jinshajiang-Ai en el sur. Océano Laoshan y Océano Gulan Cangjiang (Figura 2). Estos océanos están conectados con el antiguo Tetis en Asia occidental y Europa al oeste y pertenecen a la categoría de Proto-Tetis. Al mismo tiempo, la cuenca residual en el sur de China se extendió nuevamente a partir del Sinian, separando la Paleoplaca del Yangtsé de la Placa de Cataysia y conectándose al sur con el Océano Paleo-Jinshajiang-Ailaoshan. El océano Engel Wusu (también conocido como océano dorado de Gould) desarrollado en el área de Alxa puede haber conectado el antiguo océano asiático con los océanos Qin, Qi y Kun. Por tanto, la Paleoplaca del Yangtsé del Paleozoico Temprano Siniano pertenece al Sistema Oceánico Proto-Tetis, y su evolución tectónica está estrechamente relacionada con la evolución tectónica de la Placa del Norte de China y la Placa de Cataysia en ambos lados, así como con la transformación de la Proto-Tetis. -Océano Tetis en el Océano Paleo-Tetis.
Figura 2 Diagrama esquemático de la distribución del océano de la isla Tetis Oriental
(Modificado según el documento de referencia [13])
(1) Paleoasiático Zona de sutura oceánica (2) Zona de sutura oceánica Qi-Qin-Kunyang; (3) Zona de sutura oceánica antigua Jinshajiang-Ailaoshan; (4) Zona de sutura oceánica antigua Lancangjiang (5) Zona de sutura oceánica; zona de sutura limitada de la cuenca oceánica
3 Evolución tectónica de Caledonia
La paleoplaca del Yangtsé ha evolucionado hasta convertirse en una cuenca cratónica desde el Siniense.
La interacción entre la tectónica de placas y el rango efectivo de tensión intraplaca en las cuencas de cratones es el principal factor de control que afecta la evolución de las cuencas de cratones [14]. Las actividades de las placas que afectan la evolución de las cuencas del cratón generalmente se pueden dividir en cuatro etapas, a saber: ① La etapa de expansión, el cratón se caracteriza por el desarrollo de sistemas de rift y grabens o depresiones, y el rift y la sedimentación rápida ocurren simultáneamente (; 2) La etapa de convergencia generalmente va acompañada de la formación de cuencas de antearco y contraarco y, al mismo tiempo, se forman cuencas de flexión de compresión débil del antepaís y cratón. ③ Etapa de colisión, debido a la colisión continente-continente (tipo A); subducción) y colisión intracontinental (tipo C. La tensión de compresión generada por la subducción hace que la cuenca se incline y la carga tectónica de la zona de colisión dobla la litosfera en el borde del cratón, formando un patrón a largo plazo de cuencas de antepaís y intracratónicas. cuencas que aparecen en pares. Al mismo tiempo, la tensión de compresión puede transmitirse a las partes profundas del cratón, provocando la deformación de zonas estructuralmente débiles en la corteza temprana (como grietas y suturas antiguas). (4) Durante el período de terminación y ajuste del equilibrio, con el acortamiento y engrosamiento de la corteza y la fijación de suturas gigantes, el continente o parte del continente se elevó sobre el nivel del mar y estuvo sujeto a una extensa erosión, lo que resultó en importantes discontinuidades sedimentarias; Al mismo tiempo y en el futuro, debido a la erosión de la carga tectónica en la zona de colisión y al hundimiento de las placas litosféricas profundas, el cinturón orogénico se tensó y colapsó, provocando un rebote del equilibrio de la corteza terrestre y una inclinación regional hacia aumentará cuando aparezca un nuevo campo de tensión, la tectónica de placas creará una nueva gama de actividades, la cuenca del cratón entrará en un nuevo ciclo de evolución. En la mayoría de los casos, la interfaz de secuencia principal dentro de una cuenca de cratón es la discordancia, lo que refleja el período principal de cambio en la dirección y la velocidad del movimiento de las placas. El nuevo campo de tensiones cambia la forma y dirección de la futura formación de la cuenca. Por lo tanto, este artículo divide la evolución tectónica de Caledonia del antiguo cratón del Yangtze en cinco etapas basadas en los ciclos tectónicos de la evolución de la cuenca del cratón, a saber, el período de ajuste del equilibrio del Sinio, el período de expansión del Cámbrico, el período de convergencia del Ordovícico temprano y medio, el período de colisión del Ordovícico medio y tardío y la nueva ronda de ajuste del equilibrio en el Silúrico (Fig. 3).
Figura 3 Diagrama esquemático de la evolución tectónica de Caledonia del antiguo Cratón del Yangtsé
3.1 Período de ajuste del equilibrio del Siniano
Después de la violenta colisión de placas y ensamblaje al final de Jinning, con la erosión y descarga de la parte superior del cinturón orogénico y el hundimiento y enraizamiento de la litosfera en la parte inferior, se produjo una extensión y colapso post-orogénico, y la paleoplaca del Yangtze entró en un período de ajuste de equilibrio en el Siniano, incluyendo La grieta intracontinental del Siniano temprano y la grieta intracontinental del Siniano tardío Hubo dos etapas de depresión post-Siniana (Fig. 3 (a)).
Las principales manifestaciones de la Paleoplaca del Yangtze y su rifting periférico en el Siniense Temprano son: ① En el borde norte de la Paleoplaca del Yangtze, la Placa del Norte de China, que fue suturada con la Placa del Yangtze en el Jinningiense tardío. , comenzó a separarse nuevamente en el Sinian, lo que llevó a la formación de Qin Qiyang. La mezcla de ofiolitas en el Grupo Fengdan en el área del norte de Qinling muestra un ciclo evolutivo completo de margen continental activo de pequeña cuenca oceánica; Las rocas volcánicas de la Formación Suxiong se desarrollan en el área de Ganluo en el margen noroeste de la paleoplaca del Yangtze. ③ El bloque continental occidental del Yangtze se rifó para formar la zona de rift Shimian-Chengjiang, en la que se encuentra el enorme espesor (3-6 km) volcánico-sedimentario continental del Bajo Sinio. (4) El sistema de rift del sur de China en el período Jinningian estaba en la placa Yangtze Desarrollado sobre la base de la cuenca del sur de China entre el margen sur y el margen norte de la placa Cataysiana, es decir, el submarino Guixiang; cuenca del rift (margen sur de la placa Yangtze) y la cuenca del rift submarino Jiangxi-Guangdong (margen norte de la placa Cataysia), las cuales depositaron El límite norte de la cuenca del rift Guixiang es aproximadamente equivalente al actual Jiangnan-Jiuling-Xuefeng zona de levantamiento, a excepción de la cuenca de depresión extensional y un conjunto de áreas costeras en los tramos medio e inferior del río Yangtze. Excepto por la combinación de rocas clásticas poco profundas, la mayoría de las áreas de la placa antigua del Yangtze son continentes antiguos, que proporcionan fuentes de material para. cuencas de rift intracontinentales y cuencas marinas de margen continental.
Con la intensificación de la extensión del Siniano tardío, evolucionó hacia una deposición posterior a la depresión del rift. Toda la paleoplaca del Yangtze quedó sumergida por agua de mar y se convirtió en una cuenca intracratónica típica, que aceptó ampliamente la deposición de carbonatos marinos poco profundos en fase de plataforma. La discordancia entre el Siniense superior e inferior es una discordancia de separación formada por la transformación de una cuenca de rift en una cuenca de depresión [14], que se limita al área de distribución de la cuenca de rift.
3.2 Período de expansión del Cámbrico
Después del ajuste del equilibrio del sistema Siniano, el antiguo cratón del Yangtze del Cámbrico entró en el período de expansión (Figura 3(b)). En este momento, las ofiolitas del Cámbrico-Ordovícico se desarrollaron en muchos lugares de las Montañas Qilian del Norte alrededor de la Paleoplaca del Yangtze, lo que refleja que el Cámbrico-Ordovícico en las Montañas Qilian del Norte había arrancado la corteza oceánica típica (Océano Qilian). La grieta Jinshajiang-Lancangjiang en el suroeste comenzó a expandirse, provocando que el bloque Qamdo-Simao se separara de la paleoplaca del Yangtze. El Sistema de Rift del Sur de China en el sureste se expandió aún más hacia la Cuenca del Océano del Rift del Sur de China y desarrolló un conjunto de estructuras sedimentarias de aguas profundas de roca silícea, esquisto negro y turbidita. Dentro del antiguo cratón del Yangtze, se desarrollaron depresiones intracratónicas en el área de Houlongmenshan y se depositó un conjunto de rocas clásticas marinas poco profundas.
La depresión de Aola (rocas volcánicas de la Formación Erdaoqiao del Cámbrico Superior) se extiende fuera del área de Ankang-Ziyang-Zhuxi en las montañas Qinling del Sur, y en el sur de la depresión de Aola se depositan rocas carbonatadas en fase de pendiente y facies de aguas poco profundas. La cuenca marginal del Cratón de Guixiang en el margen sur del antiguo cratón del Yangtze y la cuenca marginal del Cratón de Chuzhou en la parte oriental de la falla de Tanlu pertenecen a ambientes de talud continental o de cuencas profundas de baja pendiente. En el área actual del Yangtze medio y superior, se caracteriza por una deposición de depresión extensional dentro del cratón. La amplitud transgresiva máxima se alcanzó a principios del Cámbrico temprano (período de deposición de la Formación Meishucun-Qianzhusi), con lutita negra y fosforita. Se convirtió en la principal roca generadora del Paleozoico Inferior. A mediados del Cámbrico Inferior (Período Canglang), el mecanismo de hundimiento de la cuenca cambió de extensión a hundimiento térmico y el patrón de relieve desapareció. A medida que aumentan las tasas de sedimentación, el nivel del mar baja y el agua se vuelve menos profunda. En el Cámbrico medio, evolucionó hacia facies planas de marea y facies de plataforma restringida, deposición de lutitas y dolomita, y apareció un entorno de depósito de roca de yeso y sal [15]. La regresión continuó durante el Cámbrico tardío, lo que generalmente resultó en depósitos de carbonato marinos poco profundos costeros con fases de plataforma limitadas.
3.3 Etapa de convergencia del Ordovícico temprano-medio
El movimiento de Yunan entre el Cámbrico y el Ordovícico marcó el comienzo de la convergencia de la paleoplaca del Yangtsé del Ordovícico temprano (Figura 3(c)) . En el lado sur de la paleoplaca del Yangtze, la cuenca oceánica del rift del sur de China se subduce hacia el sureste a lo largo del lado noroeste del cinturón Wuyi-Yunkai, provocando el levantamiento del área de Yunkai, el vulcanismo del arco insular y la migmatización en el cinturón Wuyi-Yunkai (Ordovícico- Zhi (no existe tal fenómeno en el sistema restante), y al mismo tiempo, el grupo de rocas clásticas flysch del Ordovícico Medio-Inferior en el área de Yunkai Dashan está cubierto por la microdiscordancia del Cámbrico y del Ordovícico Medio-Inferior en el área de Baihuangling de Guangxi. En el lado norte de la paleoplaca del Yangtze, la convergencia y contracción de Qinqiyang provocó que la placa del Yangtze se subdujera debajo de la placa del norte de China, lo que provocó que el borde sur de la placa del norte de China se transformara de un margen continental pasivo temprano a un margen continental activo, formando un sistema completo de zanja-arco-cuenca. La ubicación de la zona de subducción principal debería ser la zona de sutura de Shangdan. Las rocas volcánicas "bimodales" (de hasta 3000 metros de espesor) de la Formación del Templo Huoshen del Grupo Erlangping en la cuenca del arco trasero norte son relativamente típicas y representan el regreso temprano. -extensión de arco. En la paleoplaca del Yangtze, se caracteriza por una deposición de depresión por compresión débil dentro del cratón, y la litología es principalmente roca carbonatada marina poco profunda en fase de plataforma y lutita. En este momento, el cinturón Jiangnan-Xuefeng puede ser un levantamiento bajo bajo el agua.
3.4 Etapa de colisión Ordovícico Medio Tardío-Ordovícico Tardío
Desde el Ordovícico Medio Tardío hasta el Ordovícico Tardío, con el rifting de la Cuenca del Océano Meridional de China y el Océano Qiqin cerrados, y el La paleoplaca del Yangtze entró en la etapa de colisión (Fig. 3 (d)). La melaza de la Formación Jianling del Ordovícico Medio en el área Yaxian de Hainan está en contacto angular discordante con la lutita de la Formación Shatang (Fig. 4), lo que indica el momento de inicio de los movimientos tectónicos en este período. Afectada por la subducción de Qin Qiyang en el sur y el Océano Paleoasiático en el norte, toda la Placa del Norte de China mostró un levantamiento y denudación general, por lo que faltaron los sedimentos del Alto Ordovícico-Devónico; las Montañas Qinling del Sur, las Montañas Houlongmen, Yunnan; Guizhou y Guangxi subieron a la tierra, falta la parte superior del Ordovícico Medio. Las zonas costeras de Zhejiang y Fujian se convirtieron en montañas debido a la colisión entre la paleoplaca del Yangtze y la placa de Cataysio. Al mismo tiempo, se formó una cuenca de antepaís del Ordovícico tardío en el oeste de Zhejiang y un conjunto de flysch de clastos continentales de aguas poco profundas. la placa de Cathaysian y la paleoplaca dextral del Yangtze se cortaron en el área de Qinfang. La depresión residual formada por la colisión de corte continúa depositándose en las cuencas de aguas profundas del interior del antiguo cratón del Yangtze, donde se encuentra una depresión de compresión; Se depositaron rocas carbonatadas desde aguas poco profundas hasta aguas profundas. A medida que aumentó la compresión, el área de la cuenca disminuyó, el antiguo continente se expandió y se transformó en una deposición de rocas clásticas en la fase de plataforma. Al final del Ordovícico tardío, el fuerte movimiento de Caledonia cerró la Fosa de Guqin y los estratos del sur de China se comprimieron y deformaron, formando el cinturón plegado de Caledonia. En el antiguo cratón del Yangtze, se formó un patrón estructural de "gran levantamiento y gran depresión", como el levantamiento de Jiangnan, el levantamiento de Guizhou central, el levantamiento de Leshan-Longnvsi y Ningchao Tailong, que se convirtió en la dirección de la migración de petróleo y gas en Caledonia. período.
Fig. 4 Diagrama de discordancia de la Formación Jianling (O2j) y la Formación Shatang (O2s) en el Ordovícico Medio Yulingang, Condado de Ya, Provincia de Hainan [16]
Sistema 1-Cuaternario Caprock; 2-Conglomerado compuesto silíceo de calcio; 3-Esquisto; 4-Caliza de grava; 5-Caliza
3.5 Período de ajuste del equilibrio silúrico
Entra en Silúrico Después de la época, la colisión terminó. la tensión de compresión se relajó y la corteza rebotó uniformemente, desarrollando así una ruptura posorogénica y llevando al antiguo cratón del Yangtze a un nuevo ciclo de evolución (Figura 3 (e)). Aola Trough[17] está formada por la ruptura tensional de la Placa del Norte de China y la Paleoplaca del Yangtze a lo largo de la Línea Mianwei. Los signos principales son los sedimentos de aguas profundas y los sedimentos volcánicos de la Formación Silúrica Baishuijiang en el lado norte de la Línea Mianwei. así como los registros geológicos de la zona de la montaña Daba que permanecen las rocas volcánicas de "doble pico" y las rocas volcánicas alcalinas, lutitas y rocas silíceas de la Formación Donghe. Además, hay estrechos depósitos de turbidita de aguas profundas, como el Grupo Bailongjiang en las Montañas Qinling Occidentales y el Grupo Maoxian en las Montañas Longmen en el borde occidental de la paleoplaca del Yangtze.
En su borde sureste, la corteza fue retirada a lo largo de la línea Qinfang para formar una depresión regenerada. Un conjunto de sistemas de turbiditas de asentamiento compuesto de arenisca gruesa, arenisca de grava y conglomerado se desarrolló en el fondo de la Formación Lingshan del Silúrico Inferior, que era discordante. Superpuesto al Ordovícico Medio y Superior. En consecuencia, el área del Alto Yangtze se caracteriza por débiles depósitos de depresión extensional dentro del cratón, compuestos principalmente por carbonatos marinos poco profundos y rocas clásticas.
Durante el período de ajuste del equilibrio del Silúrico, la Paleoplaca del Yangtze produjo un menor grado de tensión cortical que la del Siniense, lo que indica que la mayoría de las zonas de rift no desarrollaron rocas volcánicas "bimodales", sino sólo hundimientos profundos de tipo extensional. turbidita de agua, lo que puede estar relacionado con el hecho de que la orogenia al final de Jinning fue mucho más fuerte que la del final del Ordovícico tardío. Después del ajuste isostático del Silúrico, la Paleoplaca del Yangtze entró en una nueva etapa de evolución de la cuenca del cratón, como expansión, convergencia y colisión. Al mismo tiempo, con la formación y expansión del océano Mianlue, el océano Changning-Mengning, el río Jinshajiang, Garze-Litang y el océano Babu en el período herciniano [2], el Tetis Oriental completó su transformación del océano Tetis original. La transformación del sistema en el sistema isla-océano Paleo-Tetis.
Además, basándose en la evolución tectónica de Caledonia de la paleoplaca del Yangtze, se puede observar que la zona oriental de Sichuan-oeste de Hunan-Hubei siempre ha sido el depocentro de la cuenca en el cratón, y un enorme centro generador de hidrocarburos. Se han desarrollado depresiones. Los antiguos levantamientos formados durante el período de Caledonia, como el levantamiento de Leshan-Longnvsi, el levantamiento de Jiangnan-Xuefeng y el levantamiento central de Guizhou, fueron las áreas de dirección para la migración de petróleo y gas en este período.
4 Conclusiones
(1) La edad del basamento presiniano y la distribución del sistema Siniano indican que el rango Caledoniano (Z-S) de la paleoplaca del Yangtsé era mayor que el actual placa Yangtze en sentido estricto, incluyendo al menos el bloque Songpan-Ganzi y la microplaca Qinling, junto con la placa del Norte de China, la placa Qaidam, la placa Tarim, la placa Cataysia, el antiguo océano asiático, el Qin- Coexisten el océano Qi-Kun, el antiguo océano Jinshajiang-Ailaoshan y los antiguos océanos del río Lancang.
(2) Según las cuatro etapas de actividad de las placas que afectaron la evolución de la cuenca del cratón, la evolución tectónica de Caledonia del antiguo cratón del Yangtze se puede dividir en cinco etapas, a saber, el período de ajuste del equilibrio del Siniano, el Período de expansión del Cámbrico, período de convergencia del Ordovícico temprano-medio, período de colisión del Ordovícico medio-tardío y una nueva ronda de período de ajuste del equilibrio en el Silúrico.
(3) En el Paleozoico temprano, hubo un enorme centro de generación de hidrocarburos en la región oriental de Sichuan y occidental de Hunan-Hubei, y se formaron paleo-levantamientos durante el período Caledonio, como el levantamiento de Leshan-Longnvsi. , Levantamiento de Xuefeng y Guizhou central El levantamiento es la dirección de la migración de petróleo y gas en este período.
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