Discusión sobre las razones de la expansión inicial del margen continental norte del Mar de China Meridional (Movimiento Shenhu)
La desintegración de la litosfera es un concepto en el estudio de la dinámica continental (Bird, 1979; Nelson, 1992). Los datos de exploración geofísica moderna revelan que la corteza de algunos cinturones orogénicos fanerozoicos es más delgada que la de la zona del escudo. Los cinturones orogénicos jóvenes, como el Himalaya y los Alpes, tienen raíces montañosas evidentes, lo que indica que algunos cinturones orogénicos antiguos se han derrumbado. Esta remoción de raíces montañosas se denomina subsidencia, la cual está relacionada con la ruptura en el período orogénico tardío (Kay et al., 1993; Hausman, 1996; orogenia de colisión u orogenia del margen continental causada por la subducción de placas oceánicas que puede causar litosfera continental). El engrosamiento espeso y localizado de la litosfera orogénica puede desestabilizar sus raíces. Las montañas cubiertas con un espesor enorme generarán fuerzas físicas descendentes adicionales, y las fuerzas de compresión en ambos lados del cinturón orogénico se transmitirán a la litosfera engrosada, que también puede generar un componente de fuerza descendente. Luego, debido a que la fuerza horizontal en la astenosfera se bloquea cuando encuentra la raíz de la litosfera, se doblará hacia abajo, provocando una perturbación local del fluido térmico, que puede provocar desprendimiento y hundimiento, provocando el engrosamiento del manto litosférico e incluso parte de la corteza inferior. despegar y hundir la astenosfera. También se cree que el hundimiento del fondo de la litosfera orogénica engrosada se debe principalmente a la inestabilidad gravitacional causada por diferencias de densidad (Platt et al., 1994). Luego, debido al afloramiento y ajuste del equilibrio del material astenosférico, se forma la corteza orogénica. estirada y colapsada, transformándose Es una zona de falla de tracción.
5.4.1 El margen continental norte del Mar de China Meridional formó un cinturón orogénico con gruesa corteza continental y raíces litosféricas a finales del Mesozoico.
Un gran número de estudios geológicos regionales han confirmado que la costa sureste de China y el margen continental norte eran un cinturón orogénico a finales del Mesozoico, o un cinturón orogénico post-plataforma de Cataysia (Chen, 1988), o una colisión cinturón orogénico (Lu Huafu et al., 1993). Según los datos disponibles, esta zona no sólo formó un cinturón orogénico a finales de la Era Mesozoica, sino que también formó un cinturón orogénico con sistemas montañosos altos y anchos, gruesa corteza continental y raíces litosféricas. La evidencia es la siguiente.
(1) Petrología ígnea
Las rocas ígneas calco-alcalinas con alto contenido de potasio de Yanshan están ampliamente distribuidas en el margen continental norte del Mar de China Meridional. Las rocas volcánicas intrusivas de tipo I calcoalcalinas con alto contenido de potasio de Yanshan, distribuidas a lo largo de las costas de Fujian, Guangdong y la isla de Hainan, se pueden dividir en etapas tempranas y tardías: la etapa inicial (banda JBOY3-K1) es hace 160 ~ 123 Ma; la última etapa (K1-K2) fue hace 123 ~ 75 Ma.
Entre estas rocas ígneas (especialmente las rocas de acidez media), una característica importante es que muchas no tienen anomalías Eu negativas, como la serie de rocas volcánicas gabro-diorita-cuarzo diorita-granodiorita-volcánica en el sureste de Fujian, δEu es 0,96 ~ 1,16 (. Wang et al., 1990). El δEu de monzonita-granodiorita de gabro-cuarzo estacional en el este de Guangdong es 0,99 ~ 1,37 (Wang Xiaofeng et al., 1991). Este tipo de roca ígnea de acidez media con características de tierras raras y básicamente sin anomalías de Eu negativas refleja la existencia de un cinturón orogénico con una corteza continental engrosada en ese momento (Deng et al., 1996). Utilice la fórmula propuesta por Condie (1976):
ckm = 18,2 k60 0,45(5.1)
donde c es el espesor de la corteza continental K60 es el contenido de K2O cuando sílice =; 60. Los resultados de los cálculos muestran que el espesor de la corteza del Cretácico tardío-inferior a lo largo de la costa del sureste de Fujian es de aproximadamente 54 km (Zhou Junruo et al., 1994), el espesor de la corteza del Jurásico tardío-Cretácico temprano a lo largo de la costa del este de Guangdong es de aproximadamente 50 km, y el espesor de la corteza del Jurásico-Cretácico en Hainan es de aproximadamente 60 km (Zou Heping, 1997).
(2) Paleogeografía de litofacies
La investigación de la paleogeografía de litofacies muestra que desde finales del Cretácico Inferior hasta principios del Cretácico Superior, el este de Zhejiang, Fujian y Guangdong (el llamado "antiguo chino ") "terrestre") rápidamente se elevó hacia el sistema montañoso costero (Chen Piji, 1997) o el sistema montañoso de Cataysia. El piedemonte de la vertiente occidental del sistema montañoso costero se ubica sobre la formación rocosa roja fluvial-lacustre formada en un ambiente árido, seguida de un conjunto de acumulaciones clásticas gruesas de conglomerado diluvial de piedemonte del Cretácico Superior, como la Formación Fangyan en Zhejiang, la Formación Chishi en Fujian y la Formación Danxia del Norte de Guangdong. Se puede ver lecho eólico a gran escala en la arenisca de la Formación Danxia en el norte de Guangdong. La cuenca de Jianghan, la cuenca de Hengyang y la cuenca de Ji'an al oeste de las montañas costeras eran áreas tropicales y subtropicales secas, cálidas, semidesérticas y salinizadas en el Cretácico Superior eran sedimentos clásticos rojos que contenían arena eólica y zeolitas triangulares eólicas. y yeso, formando localmente sal gema. Al este de la zona de la falla Lishui-Haifeng, el terreno en el lado este de la cresta principal del sistema montañoso costero es relativamente lento. Solo hay unas pocas pequeñas cuencas intermontañas dispersas aquí y allá, en las que se encuentran rocas volcánicas de acidez media. y los conglomerados arenosos sedimentarios se acumulan en capas, como Guancao en el grupo del lago Guangdong oriental. Los fósiles de plantas producidos en estos estratos tienen las características de Weichseliα que aparecen con frecuencia y son plantas indicadoras de hábitats áridos (Cao, 1994). Estos hechos indican que desde finales del Cretácico Temprano hasta el Cretácico Tardío, existió un sistema montañoso alto y ancho a lo largo de la costa sureste de China y el norte y el sur de los Mares de China Oriental, que actuó como una barrera y bloqueó completamente el flujo de aire cálido y húmedo de el este. Con base en la altura promedio de las modernas montañas costeras del sureste, el espesor acumulativo de la melaza denudada y la compresión del volumen durante la diagénesis, se infiere que la altura de este sistema montañoso en ese momento era de 3500 ~ 4000 m y el ancho de este a al oeste había casi 500 km (Chen Piji, 1997). Según el principio de equilibrio, un sistema montañoso o una meseta tan magnífico tiene una corteza muy gruesa. Wang (1998) señaló además que China (sección de la provincia Tibetana-Taiwán) todavía era alta en el este y baja en el oeste al menos en el Paleoceno, lo que es opuesto a las altas en el oeste y bajas en el este actuales.
(3) Geofísica
Figura 5.16 Mapa de isoespesor de la litosfera del sur de Fujian (la unidad de isoespesor es km) (Wang Peizong et al., 1994).
Los datos geofísicos revelan que la corteza (el espesor es generalmente inferior a 30 km) y la litosfera (el espesor es generalmente inferior a 100 km) en las zonas septentrionales y costeras son significativamente más delgadas en general (Wu et al., 1999). , pero en el sur de Fujian Hay una profunda depresión en la cima de la astenosfera en la zona costera (la profundidad máxima es de 180 km). Es más razonable utilizar raíces litosféricas residuales para explicar este fenómeno de litosfera espesa local. En algunas áreas se conservan restos de raíces litosféricas, lo que indica que su tiempo de formación no es muy antiguo, y muy probablemente sean producto de la colisión entre Fujian y Taiwán durante el período Yanshanian (Lu Huafu et al., 1993). indica que el cinturón orogénico formado a finales del Mesozoico en esta zona no sólo tiene una corteza continental muy gruesa y tiene raíces litosféricas muy gruesas.
5.4.2 La extensión del margen continental en el norte del Mar de China Meridional comenzó con la extensión y colapso del orógeno del margen continental de Cathays.
Según los datos anteriores, a finales de la Era Mesozoica se formó un majestuoso cinturón orogénico en el margen continental norte del Mar de China Meridional. Debido a que se distribuye principalmente en el área del llamado "Antiguo Continente Chino", se le puede llamar Cinturón Orogénico del Margen del Continente Cathay.
En la cuenca de la desembocadura del río Perla en el Mar de China Meridional, la perforación reveló que una gran cantidad de lecho de roca en la cuenca es granito de Yanshan, y los cambios en la composición química de estos granitos son los mismos que los del este de Guangdong (Figura 5.17). Cerca de las islas Dongsha, existe un conjunto de capas de reflexión sedimentaria continental mesozoica plegadas y deformadas bajo el Cenozoico, que se infiere que es el Jurásico (Yao Bochu et al., 1995). Esto indica que la mayor parte del actual Mar de China Meridional septentrional también experimentó una fuerte orogenia de plegamiento durante el período Yanshaniano y fue un componente del cinturón orogénico del margen continental de Cataysia. Según la sedimentación continental temprana en la cuenca del rift norte del Mar de China Meridional, puede cubrir directa y discordantemente cuerpos geológicos antiguos, incluido el granito del Cretácico. Combinado con el cinturón metamórfico de la falla mesozoica a lo largo de la costa de Fujian y Guangdong, varios rastros de corte dúctil. Los pliegues de flujo y las migmatitas están ampliamente expuestos. El hecho refleja que la construcción de cuencas extensionales comenzó sobre la base del cinturón orogénico del margen continental y en el contexto de un levantamiento extenso. El margen continental se estiró antes y después del rifting. Las características de desarrollo de la cuenca del rift en el borde norte del Mar de China Meridional son las siguientes (Figura 5.18). En la etapa inicial de extensión, es una zona estructural de cresta de cuenca de extensión multicentro relativamente dispersa. El área de la cuenca es limitada y la cresta es de una sola pieza. La distribución de las cuencas del rift inicial sigue principalmente la dirección de la estructura de la falla de Yanshanian. A excepción de la cuenca de Yinggehai, que está orientada al noroeste, las otras cuencas están orientadas principalmente al noreste, lo que indica que el rift inicial está obviamente controlado por la heterogeneidad de. La estructura de la corteza terrestre del cinturón orogénico de Yanshan. Después de muchas fallas de tracción, las pequeñas cuencas de rift se conectaron gradualmente en una zona de rift. Las zonas de rift generalmente se distribuyen en dirección NE a NEE y tienen cientos de kilómetros de ancho. Al igual que el cinturón estructural extensional posorogénico, tienen las características de rifts anchos, dispersos y multicéntricos (Gaudemer et al., 1988). El granito de cueva alcalino de tipo A se formó a lo largo de las costas de Fujian y Guangdong. Se formó entre 90 y 97 millones de años, lo que marca la etapa inicial del colapso post-orogénico.
Figura 5.17 Ilustración de rocas intrusivas de Yanshan en la cuenca de la desembocadura del río Pearl y comparación con rocas intrusivas en el este de Guangdong
1-Muestras de la cuenca de la desembocadura del río Pearl 2 ~ 4-Rango de proyección de; muestras en el este de Guangdong, entre las cuales: 2-Yanshan temprano; 3-Yanshan medio; 4-Yanshan tardío
Los cálculos teóricos demuestran que la diferencia obvia en la presión litostática entre la corteza engrosada y la corteza adyacente con espesor normal La tensión de tracción se genera en un lado de la corteza engrosada, y la corteza hará todo lo posible por derramarse en dirección horizontal para reducir la falta de homogeneidad de su espesor y los cambios de energía potencial relacionados (Arthyushkov, 1973). Utilice la fórmula de Liu et al (1998) para calcular la elevación de cinturones orogénicos con corteza engrosada y la fórmula para calcular la tensión de tracción de corteza engrosada:
H=(ρm-ρc)(Ht- Hr)/ρm(5.2) donde H es la elevación; Ht y Hr son los espesores de la corteza engrosada y la corteza de referencia (normal) respectivamente;
f =ρCGH[Hr (H δH)/2] (5.3) donde f es la fuerza de tracción; g es la aceleración de la gravedad; δH es el espesor de la raíz de la corteza engrosada, δH = ht-HR-H .δH = Hρc/(ρmρc) para la compensación de equilibrio del modelo de Airy. Si el espesor promedio de la corteza del cinturón orogénico del margen continental de Cataysia a finales del período Yanshaniense es de 55 km, el espesor de la corteza de referencia del área adyacente es de 35 km y las densidades de la corteza y el manto son 2800 kg/m3 y 3000 kg/m3 respectivamente, entonces La elevación del sistema montañoso de Cathaysian en relación con el área adyacente en ese momento se puede utilizar como cálculo de la ecuación (5.2), la fuerza tectónica de tracción correspondiente causada por el engrosamiento de la corteza orogénica se puede calcular mediante la ecuación (5.3).
5.4.3 La delaminación de la litosfera es un importante mecanismo desencadenante de la tensión del margen continental en el norte del Mar de China Meridional.
Un importante proceso tectónico profundo relacionado con el colapso post-orogénico es el engrosamiento y hundimiento del fondo de la litosfera. Los datos existentes indican que la delaminación litosférica es un importante mecanismo desencadenante de la tensión del margen continental en el norte del Mar de China Meridional. La evidencia es la siguiente.
(1) En muchas áreas del norte, hay una capa mixta de corteza y manto densa y de alta velocidad en el fondo de la corteza inferior (Zeng, 1991). Las rocas volcánicas basálticas del cenozoico en Puning Qilin, Guangdong y Yingfengling, Leizhou contienen xenolitos en fase de granulita de piroxeno y granate. Se cree que estas rocas son el resultado de la subducción del material, magma y fluidos de la astenosfera debido al hundimiento. Cuando llegan al fondo del Moho, permanecen en el fondo de la corteza porque son más densas que las rocas de la corteza.
La edad isócrona Sm-Nd del piroxeno y la plagioclasa en el xenolito de granulita de gabro unicornio es 112,3 ma 17,8 ma, y la edad isócrona Rb-Sr es 79,1 ma 1,1 ma (Xu Xisheng et al., este último puede indicar en la perturbación térmica posterior En esa época, según los cálculos de temperatura y presión del mineral, la profundidad de formación de los xenolitos de granulita de granate Leizhou Yingfengling superaba los 35 kilómetros o incluso los 50 kilómetros (Yu Jinhai et al., 1998), lo que por otra parte explica que en esa época se formara la corteza. era más grueso de lo que es ahora
Figura 5.18 Mapa de distribución de las cuencas del rift del Cenozoico temprano en el norte (Zhou et al., 1995)
(2) Los datos de exploración geofísica profunda muestran que el margen continental norte El espesor del manto litosfera en la mayoría de las áreas es incluso de 25 a 33 km más delgado que el de las regiones central y sur (Wu et al., 1999), lo que indica que, además del adelgazamiento de la corteza, también se produce un adelgazamiento desigual de la capa. En esta zona también se ha producido litosfera.
(3) En el margen norte del Mar de China Meridional (incluidas las costas de Fujian y Guangdong y la cuenca de la desembocadura del río Perla), se encuentran rocas magmáticas del Cretácico al Cretácico. el Terciario generalmente evolucionó desde las primeras series calco-alcalinas y las series bimodales hasta el basalto toleítico OIB tardío y En las series de basalto alcalino, el contenido de HFSE como Ti y Nb aumenta gradualmente, y la tendencia de desarrollo de las composiciones isotópicas de Sr y nd Desde el enriquecimiento hasta el agotamiento se considera el proceso de desintegración de la litosfera o la astenificación de la capa límite térmica del manto litosférico, un reflejo del reemplazo esférico (Inglaterra, 1993; Platt et al., 1993; Liu et al., 1998). /p>
(4) Uno de los resultados de la desintegración de la litosfera es el rápido levantamiento de la corteza, lo que intensifica la erosión de la corteza. El espesor de la corteza superior disminuye, lo que concuerda con el hecho de que. La extensión del borde norte del Mar de China Meridional comenzó en el contexto de un levantamiento extenso y fuerte, y la corteza superior en esta área se adelgaza significativamente según la fórmula de Lachenbruch et al. cambios en el espesor del manto litosférico en la elevación de la superficie:
hm=α(θa-θc)Lm/2 (5.4)
Donde hm es la elevación de la superficie causada por los cambios en el espesor del manto litosférico Cambio de elevación; α es el coeficiente de expansión térmica del volumen; θa es la temperatura de la astenosfera; θc es la temperatura en el fondo de la corteza; el engrosamiento del manto litosférico hará que la superficie se hunda y la roca se hundirá. El adelgazamiento del manto hará que la superficie se eleve. Si α=3,5×10-5/℃, θa = 1350℃, θc=640. ℃, el espesor de la litosfera adelgazada es de 100 km, y la profundidad del fondo de la raíz de la litosfera restante a lo largo de la costa del sur de Fujian es (180 km). La elevación de la superficie (aproximadamente 3000 m) calculada con la fórmula anterior (5.2) explica bien la. razón por la cual se infiere a partir de la evidencia geológica que las montañas Huaxia tienen una altura de hasta 3500 ~ 4000 m
(5) Rocas Según la investigación (Deng et al., 1996), el proceso de adelgazamiento rápido de la litosfera. Las anomalías del flujo de calor regional son solo anomalías térmicas locales acompañadas de actividad magmática después de que se detiene el rápido adelgazamiento, se produce un segundo evento de levantamiento regional con térmica; Relajación La finalización de la relajación térmica detiene la elevación regional y, en este momento, un flujo de calor anormal regional. El desprendimiento de la litosfera provoca el afloramiento de material astenosférico e induce el ascenso de la pluma del manto. Este proceso es una falla de elevación episódica con el margen continental norte del Mar de China Meridional, formando una zona estructural de cresta de cuenca y subsidencia de enfriamiento y relajación térmica después de la falla (Ru et al., 1986; Li Sitian et al., 1998). , y finalmente formó el margen continental Historia evolutiva de los sistemas de cuencas oceánicas.
Resumen
A modo de resumen, podemos sacar las siguientes conclusiones.
1) La geoquímica de las rocas ígneas, la paleogeografía de las litofacies y los datos geofísicos muestran que el cinturón orogénico del margen continental de Cataysia con una corteza continental extremadamente gruesa y raíces litosféricas se formó a finales del Mesozoico a lo largo de la costa sureste de China y el borde norte. del Mar de China Meridional. El terreno forma sistemas montañosos chinos altos y anchos.
2) La historia del desarrollo de la cuenca, el estado estructural profundo de la corteza y la litosfera, las características de la evolución geoquímica de las rocas ígneas y los resultados de los cálculos teóricos muestran que la extensión del margen norte del sur El Mar de China comenzó con el colapso del cinturón orogénico en el margen del continente Cathays (alrededor de 90 ~ 97 Ma a.p.), la litosfera se desprendió [alrededor de 112 Ma (a.p.)] y se convirtió en tierra.
3) La expansión del margen continental en el norte del Mar de China Meridional es diferente de la expansión del arco posterior y no está controlada por la expansión del fondo marino del Atlántico. Es una expansión del margen continental afectada por la evolución tectónica continental y profunda. Interacción corteza-manto en esta área. Los resultados (Instituto de Oceanografía del Mar de China Meridional, 1988). La historia de la evolución tectónica antes de la extensión y la heterogeneidad resultante de la composición, estructura y estado térmico de la litosfera tienen un impacto importante en la formación y desarrollo de la cuenca del rift en esta área. El sistema dinámico del manto es una limitación importante para la deformación y las actividades actuales de la corteza poco profunda en esta área.