La formación, evolución y posterior transformación de la cuenca superpuesta margen continental-antepaís en el oeste de Hunan y Hubei
La cuenca del margen continental de Caledonia en el oeste de Hunan y Hubei estuvo dominada por un hundimiento estable desde el Siniano hasta el Triásico Medio, formando principalmente rocas carbonatadas marinas. Pequeña cantidad de roca clástica, con litofacies y espesores estables.
El Siniense tardío estuvo dominado por facies de plataforma marina poco profundas en toda la cuenca, con un espesor sedimentario de menos de 1000 mm. El Movimiento Wantong del Siniense tardío (Movimiento Huining en esta área) experimentó un levantamiento y denudación a corto plazo. . En el Cámbrico Inferior, toda el área se hundió rápidamente y el cuerpo de agua era profundo, depositando un conjunto de facies de cuenca-facies de borde de cuenca de esquisto y limolita con un espesor de 1700 m. El cuerpo de agua se volvió menos profundo en el Cámbrico medio y tardío, y se depositaron principalmente sedimentos de facies de plataforma abierta, con un espesor de 1000 ~ 1900 m. Se produjo nuevamente un hundimiento rápido en el Ordovícico temprano, y un conjunto relativamente estable de facies de plataforma abierta. Se depositaron calizas biológicas y esquistos.
2. Características sedimentarias de la cuenca del antepaís
Desde el Ordovícico Medio y Superior hasta el Silúrico, con el cierre de la Depresión del Yangtsé Medio y el levantamiento y compresión del Antiguo Continente de Jiangnan. , Al comienzo de la etapa de evolución de la cuenca del antepaís, se depositaron sedimentos muy espesos (espesor estratal > 2000 m) dominados por rocas clásticas.
Durante el período del "Noveno Plan Quinquenal", con el fin de estudiar más a fondo las características paleogeográficas de las litofacies silúricas en la cuenca de Sichuan y rastrear los patrones de distribución de diferentes tipos de yacimientos de arenisca, llevamos a cabo el siguiente trabajo: guiado por la teoría de la estratigrafía secuencial. A continuación, con base en el análisis de facies del perfil del afloramiento de campo (265, 438+0) y el perfil de perforación de la columna vertebral (65, 438+04), se construyó un mapa de factor único de arenisca, caliza y se compiló el contenido de arenisca. Según los tipos de facies sedimentarias dominantes en la combinación de facies sedimentarias, se determinan los cinturones de facies sedimentarias y se restauran los paisajes paleogeográficos de varios períodos, aclarando así las características sedimentarias y la evolución de la cuenca del antepaís del Silúrico.
1. Etapa Longmaxi
Esta es la etapa de compresión más intensa del sur de China. En comparación con el período de los Cinco Picos del Ordovícico tardío, se formó y expandió el Levantamiento Central de Sichuan, el área marítima se redujo y la distribución del mar y la tierra cambió enormemente. El basamento sedimentario es ondulado y hay antiguos levantamientos submarinos, ubicados principalmente en el área de Wulong-Shizhu-Lichuan en el este de Sichuan. La existencia del paleo-levantamiento submarino está estrechamente relacionada con la extrusión hacia el noroeste del antiguo continente de Jiangnan. También es el principal trasfondo y base para la importante diferenciación sedimentaria y el desarrollo de la "arenisca de Xiaoheba" en el período Xiaoheba. El período Longmaxi en el área de paleo-levantamiento submarino se desarrolló principalmente en un ambiente de plataforma arenosa y fangosa de aguas poco profundas. En las secciones de Wulonghekou, Tongzi, la depresión de Shizhu Dafeng y Shuangliuba en medio de la Formación Longmaxi en Lichuan, en el oeste de Hubei, hay capas de espesor medio de cuarcita de feldespato arcillosa de color gris azulado y cuarcita feldespática de grano fino. El desarrollo de marcas de ondulaciones en el agua, lechos de olas horizontales y estructuras de bioturbación reflejan las características de deposición en un fondo de aguas poco profundas, principalmente deposición de barras de arena en un fondo de plataforma de aguas poco profundas.
El cuerpo principal del área de trabajo es un entorno de plataforma de aguas profundas (Figura 2-12). Un entorno de plataforma de aguas poco profundas se desarrolla en el sur y el este de Sichuan en el área de Changning-Gulin-Daozhen Bayu-Shizhu-Lichuan, cerca del borde del antiguo continente (Guizhou central) (Figura 2-13), y adyacente al sub- Mar profundo en el borde de las montañas Qinling en el norte, formándose dentro de la región Gruesas capas negras. El área de Changning-Gulin-Qijiang Guanyinqiao en el sur de Sichuan es una cuenca de aguas profundas y fangosas, compuesta principalmente de lutitas calcáreas de color gris oscuro y lutitas carbonáceas negras, intercaladas con lentes de marga. La vasta zona del norte es una plataforma fangosa de aguas profundas, compuesta principalmente de esquisto negro intercalado con esquisto carbonoso, esquisto calcáreo gris negruzco y lentes de marga. El agua de mar proviene principalmente del este. La fuente principal es el antiguo continente de Jiangnan, incluido Guizhou en la Edad Media.
Figura 2-12 Secuencia sedimentaria de facies de plataforma de aguas profundas (Formación Longmaxi)
Figura 2-13 Mapa paleogeográfico de litofacies del período Longmaxi del Silúrico temprano
2 Silúrico temprano Xiaoheba (o Shiniulan)
Las características más significativas de la paleogeografía de litofacies durante este período son: primero, con la extrusión continua del antiguo continente de Jiangnan hacia el noroeste, la cuenca El cuerpo principal interno es. la expansión de la plataforma de aguas poco profundas y la contracción de la plataforma de aguas profundas; el segundo es la intensificación de la diferenciación de la sedimentación. Hay plataformas de carbonato en Guanyinqiao, Qijiang, Luzhou, Changning, en el sur de Sichuan, y en el área de Guangyuan, en el norte de Sichuan, que están compuestas de lutitas de color gris oscuro, lutitas calcáreas, margas y calizas bioclásticas (Figura 2-14). Otras áreas son principalmente ambientes de plataforma continental. Entre ellos, Nanchuan-Yudong, el área de Dianjiang-Lichuan en el norte y el área de Shizhu-Qianjiang en el este son ambientes costeros clásticos. Un conjunto de limolitas fangosas, limolitas y de grano fino. Se desarrolla arenisca con un espesor de 50 a 200 m. La arenisca estacional de feldespato y la arenisca estacional se han convertido en una de las zonas favorables para el desarrollo de yacimientos de arenisca en el sistema Silúrico en el este de Sichuan.
La formación de arenisca de Xiaoheba y la diferenciación de facies sedimentarias regionales están relacionadas con la continua compresión noroeste del antiguo continente de Jiangnan. En el Silúrico Temprano, con la continua extrusión de la antigua tierra de Jiangnan hacia el noroeste, se formó un levantamiento submarino al final del río Longmaxi y en el área de Nantong-Nanchuan-Wulong-Daozhen-Pengshui-Shizhu-Dianjiang en el frente del depresión. . Debido a la transformación total de la acción de las olas, el antiguo continente de Jiangnan a principios del período Xiaoheba estaba completamente abastecido de material clástico, y el material clástico formó sedimentos costeros arenosos bajo la acción de las olas (Figura 2-15). Al mismo tiempo, el levantamiento submarino en el sureste de Sichuan puede tener un cierto efecto de bloqueo sobre los materiales clásticos terrígenos del antiguo continente de Jiangnan. Debido a la diferencia de altura relativamente pequeña entre los continentes antiguos adyacentes, el suministro de materiales clásticos terrígenos en el sur de Sichuan no es muy suficiente, lo que forma principalmente depósitos mixtos de marga, piedra caliza biogénica y esquisto calcáreo, con alternancia de agua clara y agua fangosa ( Figura 2-16).
Figura 2-14 Secuencia sedimentaria de la plataforma carbonatada de la Formación Shiniulan (sección Guanyinqiao del río Qijiang)
Figura 2-15 Secuencia sedimentaria de arenisca de Xiaoheba (sección Sanquan de Nanchuan)
Figura 2-16 Mapa paleogeográfico de litofacies tempranas de Xiaoheba
3. Xiaoheba (o Shiniulan) a finales del período Silúrico temprano
Con el antiguo continente Jiangnan continuó comprimiéndose. hacia el noroeste, la plataforma de aguas poco profundas de la región continuó expandiéndose y la plataforma de aguas profundas se redujo aún más. El área de Changning-Luzhou-Qijiang Guanyinqiao en el sur de Sichuan y el área de Guangyuan en el norte de Sichuan se encuentran en un entorno de plataforma carbonatada. La parte superior es lutita gris oscura, lutita calcárea, marga, caliza bioclástica y caliza de arrecife, que constituyen la geofísica del norte. y el sur de Sichuan permanece la principal serie de rocas reservorio de carbonato. La mayoría de las otras áreas se encuentran en un ambiente de plataforma clástica (Figura 2-17).
4. Hanjiadian del Silúrico temprano
Bajo la continua compresión noroeste del antiguo continente de Jiangnan, el antiguo continente del sur se movió hacia el norte y el levantamiento central de Sichuan también se expandió a las áreas circundantes. El área marina en el área se vuelve más pequeña y menos profunda, se desarrollan aguas poco profundas y una plataforma continental, y aparece una fase de delta que pasa del mar a la tierra (Figura 2-18). La plataforma continental de aguas profundas se está reduciendo en el margen nororiental del mar Qinling.
5. Período Hanjiadiano del Silúrico tardío
Con la expansión del Continente Antiguo de Jiangnan-Continente Antiguo Medio de Guizhou y el Levantamiento Antiguo de Leshan-Longnvsi, el área marítima de la región continuó convirtiéndose. Se desarrollan plataformas continentales cada vez más pequeñas y de aguas poco profundas, la escala del desarrollo de las facies delta en el sur y el sureste se hace mayor, y la plataforma continental de aguas profundas se limita a las aguas marginales de las montañas Qinling en el noreste (Figura). 2-19).
En resumen, la paleogeografía de las litofacies silúricas presenta las siguientes características.
Figura 2-17 Mapa paleogeográfico de litofacies de finales del período Xiaoheba
Figura 2-18 Secuencia sedimentaria del delta de la Formación Hanjiadian
Figura 2-19 Mapa paleogeográfico de litofacies Han del período Jiadiano
(1) La paleogeografía de las litofacies evolucionó a través de la plataforma estancada en el período Longmaxi, la plataforma poco profunda-plataforma carbonatada-banco de arena costero y el período Hanjiadiano en el delta-plataforma poco profundo del período Xiaoheba. De arriba a abajo, el rendimiento general es el proceso de reducción de la profundidad del agua. Las estructuras sedimentarias desarrolladas en el período Longmaxi son principalmente lechos horizontales finos, que reflejan un ambiente de aguas tranquilas, mientras que la Formación Xiaoheba y la Formación Hanjiadian son principalmente estructuras sedimentarias de aguas poco profundas, como lechos erosionados, lechos ondulados y otras estructuras sedimentarias, y restos de algas. y restos tubulares en forma de U. Verticalmente, desde la Formación Longmaxi hasta la Formación Xiaoheba o la Formación Shiniulan, se forma una secuencia completa de superficialización-ascendente en términos de tamaño de grano sedimentario y ciclos sedimentarios.
(2) La evolución paleogeográfica está controlada por cambios tectónicos regionales. El Silúrico Temprano fue la etapa de compresión más fuerte en el sur de China. El Mar de China Meridional se convirtió en un cinturón plegado en la región, lo que provocó un fuerte empuje hacia el noroeste, lo que provocó que el antiguo continente Cathaysia se expandiera rápidamente y se conectara con el antiguo continente Sichuan-Yunnan y Yunnan. -El antiguo continente de Guizhou, formando El enorme y antiguo continente de Jiangnan constituyó la fuente de los sedimentos del Silúrico, y también condujo a la evolución y el desarrollo, las diferencias regionales y la diferenciación de facies sedimentarias de la cuenca del antepaís.
Al mismo tiempo, la formación y expansión del antiguo levantamiento Leshan-Longnvsi en el centro de Sichuan provocó que el área del mar se redujera y la profundidad del agua se volviera menos profunda durante el período de llenado sedimentario del Silúrico. La evolución paleogeográfica del Silúrico Temprano comenzó en el período Longmaxi, y luego el área de la plataforma de aguas profundas se redujo gradualmente, el área de la plataforma de aguas poco profundas continuó expandiéndose y finalmente apareció un delta que pasaba del mar a la tierra. . El Movimiento Guangxi al final del Silúrico Temprano finalmente formó el Cinturón Orogénico del Sur de China y también puso fin a la historia del relleno sedimentario del Silúrico.
(3) Características isotópicas de δ13C y δ18O. Los resultados del análisis de isótopos de carbono y oxígeno de la piedra caliza del Silúrico 10 en el área de estudio (Tabla 2-4) muestran que el δ13c y el δ18o de las rocas carbonatadas del Silúrico varían ampliamente, con un δ13c que oscila entre -5,34‰ y 1,62‰ (PDB). (VSMOW), es decir -11,67‰~-8,13‰(PDB).
Tabla 2-4 Resultados de la prueba de isótopos de oxígeno y carbono de piedra caliza de Silúrico
Nota: ①La unidad de δ13C es PDB y la unidad de δδ18O es VSMOW. ②El trabajo de procesamiento y prueba de muestras lo realiza el Centro de Investigación de Análisis y Pruebas del Ministerio de Industria Nuclear.
El δ13C está relacionado principalmente con el contenido de carbono orgánico en la piedra caliza, la tasa de enterramiento y las condiciones redox de su entorno de formación. La piedra caliza formada en condiciones oxidantes suele ser pobre en δ13C y rica en δ12C. Durante el proceso diagenético, el intercambio de isótopos tiene poco efecto sobre el valor de δ13C, pero tiene un impacto significativo sobre el valor de δ18O. El δ13C cambia con la edad geológica durante un largo período de tiempo, pero esta tendencia de cambio no está controlada por la deposición y la diagénesis posteriores, y básicamente refleja los cambios en el entorno de depósito cuando se formó el δ13C. Se puede ver en la Tabla 2-4 que el valor de δ13C de la Formación Shiniulan es positivo, mientras que el valor de δ13C de la Formación Hanjiadian es negativo, lo que refleja plenamente la tendencia cambiante de las aguas poco profundas y el creciente grado de oxidación.
A juzgar por el δ13C en la zona de estudio, pertenece a los sedimentos marinos normales. Según la fórmula propuesta por Keith y Weber (1964) para distinguir la caliza marina de la caliza de agua dulce desde el Jurásico, Z = 2.048×(δ13C+50)+0.498(81850) (Z > 120) es roca marina gris. Ignoremos temporalmente la influencia de la diagénesis sobre δ18O. Los resultados aproximados del cálculo (Tabla 2-4) son: el valor Z de la Formación Shiniulan es 123,70 ~ 126,07, y el valor Z de la Formación Hanjiadian es 111,30 ~ 650.
(4) Dirección de la transgresión. Se puede ver en el mapa paleogeográfico de litofacies de cada tramo del sistema de secuencia que la dirección de transgresión es principalmente desde el este. A medida que se intensifica el levantamiento tectónico regional, el agua de mar fluye desde el noroeste.
(5) Dirección de la fuente y propiedades geotectónicas de la fuente.
Para determinar mejor las propiedades geotectónicas de las fuentes de la cuenca del Silúrico Temprano, contamos la Formación Longmaxi, la Formación Xiaoheba y los resultados de identificación de la composición del material de las secciones delgadas de roca clástica de la Formación Hanjiadian se determinan utilizando el contenido de cron monocristalino (Qm), feldespato monocristalino (F) y clastos metamórficos (Lt) como QM-F. En el diagrama de Dokinson, las muestras de rocas clásticas pertenecen básicamente a procedencias cíclicas. Las procedencias de los cinturones tectónicos cíclicos incluyen la subducción de placas. zonas mixtas, cinturones orogénicos de colisión de placas y cinturones orogénicos de elevación del antepaís. En el diagrama del modelo Qm-F-Lt, la zona mixta de subducción de placas se ubica en la parte inferior, cerca del extremo Lt, el cinturón orogénico de colisión de placas se ubica en las partes media y superior, y el cinturón orogénico de elevación del antepaís se ubica en el extremo superior derecho. Por lo tanto, se puede inferir además que los puntos de muestra de roca clástica pertenecen principalmente a dos fuentes secundarias: el cinturón orogénico de colisión de placas y el cinturón orogénico de levantamiento del antepaís. En general, se cree que la procedencia de los cinturones estructurales de ciclos está relacionada principalmente con cinturones de plegado y empuje de ciclos múltiples, lo que refleja que la sedimentación silúrica está relacionada principalmente con movimientos de compresión tectónicos regionales. Esto es consistente con el hecho de que el antiguo continente silúrico de Jiangnan continúa apretándose hacia el noroeste y afectando el relleno sedimentario de esta área.
Figura 2-20 Diagrama del modelo Qm-F-Lt de roca clástica silúrica
①Huayingshan; ②Nanchuan Sanhui; ③Nanchuan Sanquan; ④Wulonghekou; ⑤ Depresión de Shifeng del Pilar de Piedra A; el bloque continental; b - el área de fusión del basamento de las profundidades marinas y la raíz del arco de la isla c - fuente del arco de magma o arco de la isla volcánica d - fuente del cinturón orogénico cíclico; , la transformación posterior de la cuenca superpuesta
Al final del Triásico Medio, se produjo la orogenia compresiva de Indosinia, y la colisión continental de los bloques continentales del norte y del sur cerró la orogenia, lo que resultó en fuertes Norte y Sur. estrés compresivo. Esta tensión está sustentada por el antiguo núcleo continental rígido del levantamiento Huangling en la parte noreste del área, lo que hace que la tensión de compresión norte-sur en el área se tuerza, formando un patrón de levantamiento NE-NE en el área, a saber, el Zigui- Depresión de Lichuan, Depresión de Sang Zhi Zhi y Depresión de Enshi-Enshi.
Desde la época indosina, esta zona ha entrado en una etapa de deformación y desplazamiento. Su característica notable es que terminó la historia de evolución sedimentaria de las depresiones cíclicas, comenzó a formar pliegues a gran escala y tuvo múltiples inversiones estructurales, formando las características estructurales actuales de esta área. La formación y transformación de estructuras de pliegue es una de las características más obvias de las etapas de deformación y desplazamiento en esta área. Según el análisis de contacto estratigráfico, mutación de fase sedimentaria y superposición estructural, las estructuras de pliegues en esta zona se formaron a finales del Jurásico y sufrieron transformaciones en períodos posteriores.
1. Relación de contacto estratigráfico
Desde la formación del basamento sedimentario en esta zona, apareció por primera vez una discordancia angular regionalmente comparable entre el Jurásico y el Cretácico. La discordancia de los estratos por encima y por debajo de este ángulo y su aparición cambian enormemente. Los estratos suprayacentes son principalmente del Cretácico, con ocurrencias suaves y estables. Hay muchos estratos subyacentes y la ocurrencia es empinada, suave y cambiante. Los estratos sinclinales actuales son generalmente nuevos, y se puede observar el Jurásico último; los estratos anticlinales actuales son generalmente más antiguos, sin Jurásico, y son principalmente estratos del Triásico y más antiguos; Claramente, la discordancia angular entre el Jurásico y el Cretácico es evidencia directa de la formación a gran escala de estructuras de pliegues.
Además, aunque el movimiento indosiniano fue un movimiento de construcción de tierras, también tenía ciertas propiedades orogénicas, como la discordancia angular de Shimen y Changyang. Por lo tanto, la formación de estructuras plegadas en esta área comenzó en el período Indosiniano y finalizó en el período Yanshaniano.
2. Mutación repentina de facies sedimentarias
El cambio repentino de facies sedimentarias en esta zona corresponde al Movimiento Indosiniano y al Movimiento Ningzhen en el Período Yanshaniano. Después del Movimiento Indosiniano, la sedimentación marina en esta zona terminó y entró en la fase de sedimentación alterna mar-continental. El Triásico Superior al Jurásico es un conjunto de estructuras que contienen carbón, y el Sistema de Carbón Xiangxi del Triásico Superior se formó en esta etapa. Después del movimiento de Ningzhen, las facies sedimentarias cambiaron de manera más significativa, desde las facies marinas originales y las fases alternas mar-continental hasta la sedimentación típica de facies continentales. El cambio repentino en las fases sedimentarias confirma el proceso de formación de la estructura plegada desde un aspecto, es decir, comenzó en el período Indosiniano y finalizó en el período Yanshaniano.
3. Superposición estructural
El Jurásico y sus estratos anteriores se encuentran ampliamente distribuidos en la zona, mientras que el Cretácico es muy limitado. En la actualidad, el Cretácico aparece principalmente en Jianshi, Enshi, Laifeng, Dayong, Cili-Shimen y otras zonas, en forma de pequeñas cuencas, reflejando la relación de superposición tectónica con el Pre-Cretácico, que también comprueba desde otro aspecto el período de formación. de estructuras de pliegue.
Los aspectos anteriores explican las etapas de formación de las estructuras plegadas. Después de la formación de la estructura plegada, pasó por múltiples etapas de transformación. Aunque la transformación no tiene un impacto fundamental en el patrón tectónico regional, complica aún más la estructura del pliegue. Según el estudio de fallas principal y los datos del estudio regional, el período Yanshaniense tardío experimentó una transformación extensional casi de este a oeste y cuencas de fallas superpuestas; el período del Himalaya experimentó una transformación compresiva casi de norte a sur y una deformación de cuencas superpuestas durante el período de actividad neotectónica; regional Los altibajos periódicos formaron los actuales planos de plantación estructural, cuencas de hundimiento y otras formas de relieve.