¿Cuáles son los tipos de formaciones?
Los principales tipos de estratos continentales del Cuaternario son los siguientes.
(1) Capa morrena
Concentradas en la zona estratigráfica occidental, son todas ellas de tipo acumulación glaciar de montaña. Las capas de morrena en Tianshan, Altai, West Kunlun, East Kunlun y Qilian generalmente están controladas mediante datos de datación. La mayor parte de las morrenas desde el Himalaya, las montañas Min y las montañas Longmen hasta el noroeste de Yunnan carecen de datos de datación, pero los estándares para la forma del relieve y las relaciones estratigráficas son comparables. Debajo de los glaciares de montaña, también hay depósitos glaciales o depósitos lacustres en los que se ha infiltrado agua de glaciar, como la "arcilla Chengdu" en el borde occidental de la cuenca de Sichuan y la capa de barro y grava de la "formación Yumen" en el corredor Hexi. La morrena en la zona estratigráfica oriental es un tema controvertido. Los glaciólogos modernos creen que Li Siguang (1937, 1940, 1975) nombró a la "morrena de Lushan", "morrena de Daku" y "morrena de Poyang". Por tanto, todavía tienen importancia científica para la paleoclimatología y la correlación estratigráfica. Su relación interlaminar con lateritas reticuladas puede explicar los efectos de los ciclos climáticos glaciales e interglaciales. La morrena glacial en China comenzó desde finales del Pleistoceno temprano hasta finales del Pleistoceno tardío, lo que equivale aproximadamente a las cuatro glaciaciones principales de Gonz, Mindel, Riis y Umm en Europa (Zhou Shangzhe, Li Jijun y Li Shijie, 1991), así como la "capa morrena" anterior (como la Formación Xigeda en el área de Xichang)
(2) Capa de grava de Loess y Gobi
Loess es un depósito de arena eólica , y su fuente es Tarim, el corredor Hexi, el desierto y las áreas de distribución de la capa de grava de Gobi desde Beishan y Alxa hasta Mongolia. El loess se distribuye principalmente en la meseta de Loess, pero también hay una gran cantidad de loess y loess secundario en los estratos del noreste de China, el norte de China e incluso en el tramo medio y bajo del río Yangtze, entre ellos, el área de Mentougou en Beijing. se llama Malan Loess del Pleistoceno tardío. El loess cuaternario tiene un espesor de unos 200 metros. Los datos de datación paleomagnética muestran que el loess de Wucheng tiene 2,5 ~ 1,2 Ma, el loess de Lishi tiene 1,20 ~ 0,10 Ma y el loess de Malan tiene 0,10 ~ 0,01 Ma. Entre ellos, el loess de Lishi es la parte principal del perfil de loess. Hay loess de la Formación Xiashu en los tramos medio e inferior del río Yangtze, que interactúa con la antigua capa de suelo para formar las secuencias SO/l 1-s 14/l 15 y WS1/WL1-WS4/WL4, que muestran un ciclo climático. sincronizado con la secuencia de isótopos de oxígeno de las profundidades marinas (Liu Dongsheng, Yuan, 66 An Zhisheng, G. Kukla, Liu Dongsheng, 1989; Ding Zhongli, Liu Dongsheng, 1989; Liu Dongsheng et al., 2000).
(3) Acumulación de piedras de molino
La acumulación de melaza es el registro material de la orogenia. La Formación Xiyu en el margen norte de las montañas Kunlun y los márgenes norte y sur de las montañas Tianshan son representantes típicos. Aunque se ubicó por primera vez en Dushanzi, en el borde sur de la cuenca de Junggar (Huang et al., 1947), el área más desarrollada es el borde suroeste de la cuenca de Tarim, que consta de conglomerados que van desde varios cientos de metros hasta 3000 metros de espesor. El conglomerado Kangsulak en el lado norte de West Kunlun está sincronizado con la Formación Yumen en el Corredor Hexi, que contiene el Sanmenma, el primer fósil marcador del cinturón fósil del Cuaternario en China. El límite inferior de los datos de datación es el Plioceno tardío y el límite superior es Sanmenxia. Las capas de grava de este período se desarrollaron ampliamente alrededor de la meseta Qinghai-Tíbet, como la Formación Gongba en el norte del Himalaya, la Formación Qiquan en la cuenca Qaidam, la Formación Dayi en el borde occidental de la cuenca de Sichuan y la Formación Xigeda en Sin embargo, en el área de Xichang, el espesor alcanza cientos de metros, que no es el espesor máximo de la Formación Xiyu en el borde norte de la meseta. La acumulación de melaza durante este período muestra que la meseta Qinghai-Tíbet se levantó más violentamente entre 1,20 y 1,50 Ma, lo que tuvo un mayor impacto en las áreas estratigráficas central y oriental, provocando el descenso de los estratos del Plioceno-Pleistoceno temprano (los "Sanmen "Movimiento" en la parte superior de la Formación Sanmen), la Formación lacustre Nihewan de la Cuenca Nihewan termina repentinamente y faltan los estratos del Pleistoceno temprano tardío y del Pleistoceno medio. La Formación Xujiayao del Pleistoceno tardío cubre de manera discordante o pseudoconforme la Formación Nihewan. Este registro estratigráfico muestra que el patrón de relieve moderno de China, incluida la formación del gran sistema de agua de este a oeste, se estableció hace 1,20 ~ 1,50 Ma.
(4) Tierra roja reticulada
Se trata de una capa de tierra roja con manchas o rayas parecidas a gusanos. En general, se cree que todos los suelos rojos son costras erosionadas formadas en condiciones climáticas cálidas y húmedas (Xi Fancheng, 1965, 1982). Aunque este nombre originalmente se refiere a la capa de laterita sobre la "Morena de Daku" en el área de Lushan (Li Siguang, 1937), está ampliamente distribuida en las divisiones estratigráficas del sur de China y en los tramos medio e inferior del río Yangtze, y sus El área de distribución llega hasta el oeste hasta el área de Xichang (Grupo Bingcaogang). Las zonas de desarrollo típicas se encuentran en Jiangxi, Zhejiang y Guangxi. La Formación Jinxian (partes superior e inferior) en el sur de Jiangxi, la Formación Zhijiang y la Formación Tangxi pueden considerarse como suelo rojo reticular y suelo rojo reticular, respectivamente. Según los últimos datos de datación paleomagnética (Xie Shucheng et al., 2003), se desarrolló desde el Pleistoceno temprano al medio hasta el comienzo del Pleistoceno tardío (período Xujiayao), con períodos máximos de 0,06 ~ 0,14 ma y 0,40 ~ 0,90 m. ma respectivamente. El suelo rojo amplio incluye los “suelos rojos hippies” de la Nueva Época mencionados anteriormente e incluso los suelos rojos de “microdesarrollo” del Holoceno. Desde el Plioceno hasta principios del Cuaternario, el suelo rojo generalizado se desarrolló en el norte, y luego el área de suelo rojo se desplazó hacia el sur, entre los cuales el suelo rojo reticulado es el más distintivo (Huang Zhenguo, Zhang Weiqiang, Chen Junhong, 1999). Los datos de datación proporcionan un marco temporal del ciclo climático para el suelo rojo reticulado entre la morrena de Lushan y la morrena de Dagu y la laterita reticulada entre la morrena de Daku y la morrena de Poyang, correspondientes a los períodos glacial e interglaciar respectivamente.
(5) Las acumulaciones de cuevas
están ampliamente desarrolladas en el área estratigráfica central y en el área estratigráfica oriental (el área estratigráfica occidental rara vez se estudia).
Los sedimentos de cuevas ocupan una posición especial en el Cuaternario de China. En dichos sedimentos se conservan muchos fósiles humanos antiguos famosos y su fauna asociada, como el Homo erectus (Pleistoceno medio), los neandertales y el Homo trogloditas en Zhoukoudian, Beijing. Pleistoceno). Nanjing Homo erectus (Pleistoceno medio temprano) en la cueva Hulu, Nanjing; los primeros fósiles humanos antiguos de China fueron descubiertos en acumulaciones de cuevas en Wushan, Sichuan, con una edad paleomagnética de 2,01 ~ 2,04 Ma. Estos depósitos de cuevas experimentaron generalmente diferentes etapas glaciales e interglaciares, y las características climáticas de los estratos que contenían fósiles humanos y animales también fueron diferentes. La capa fósil acumulada en la cueva de Wushan es una capa de brecha que contiene escamas de calcio, y el esporopolen indica un clima cálido y húmedo. El Homo erectus en Nanjing se produce en una capa de arcilla marrón rojiza, correspondiente al período glacial MIS16 o al período glacial Gonz; . El Homo erectus en Beijing se encuentra en brechas con capas de ceniza, correspondientes al interglacial templado o al interglacial Mindel/Gonz (Liu Jinling y Wang Weiming, 2003). Las cuevas de la cueva están amontonadas en capas de brechas de piedra caliza sueltas, que datan del s. XIV a hace 18.000 años. Los cavernícolas del campo creen que tiene 25.000 años y, sin duda, experimentó la última gran edad de hielo. Pero la presencia de moléculas del sur en los mamíferos sugiere que el suave clima interglacial de la Gran Edad del Hielo también estuvo involucrado. Hay muchas cuevas en nuestro país y habrá muchos más descubrimientos nuevos. Una desventaja de la acumulación de cuevas es que no hay secciones largas y continuas, como la zona horaria de Zhoukoudian, la zona horaria de las cuevas kársticas, etc., que deban encontrarse en el mismo período.
(6) Rocas volcánicas
Las rocas volcánicas cuaternarias son principalmente basalto, distribuidas principalmente en Qinghai-Tíbet, el oeste de Yunnan, el noreste de China, Leiqiong, Penghu y otros lugares. Hay basaltos y andesitas del Pleistoceno tardío al Holoceno en el área desde Qiangtang hasta Kunlun en la meseta tibetana norte, incluidas rocas de manto profundo alcalinas y ultraalcalinas. Estas rocas del manto deberían haberse producido en un entorno de extensión bajo el fondo de compresión tectónica general de la meseta tibetana. Este es un misterio que debe resolverse. Los basaltos cuaternarios y neógenos en el noreste de China forman una secuencia de erupción unificada, llamada basalto de meseta, y su origen puede ser una enorme columna de manto del este de Asia (Deng et al., 1996). Sin embargo, el área de distribución del basalto cuaternario se ha reducido significativamente. La pequeña erupción volcánica en Wudalianchi creó una serie de cráteres bonsái, lo que favorece la observación. Según las investigaciones, hubo tres episodios de actividad volcánica del Cuaternario (Liu Jiaqi, 1988; Liu Jiaqi y Liu Qiang, 2000). Las rocas volcánicas de Tengchong en el oeste de Yunnan contienen más componentes de andesita y dacita. El basalto Penghu también forma una secuencia unificada con el Neógeno, que se caracteriza por más componentes de basalto olivino. Existen datos de datación sistemática de la interacción de basaltos con rocas piroclásticas y otras capas sedimentarias en Zhanjiang y Haikou.
(7) Otros sedimentos especiales
El más famoso es la capa de tectita (Leigongmo) desde Leizhou hasta el Mar de China Meridional 0,6 ~ 0,7 que también se encontró en la sección de aguas profundas. del Mar de China Meridional, la Formación Leigongmo de la Formación Beihai se ha convertido en una capa histórica significativa y es de gran valor en la comparación de los estratos marinos y continentales. El primer molino de truenos fue descubierto en Guangxi por Zhang (1927), un pionero de la geología en mi país. El uso del nombre Lei Gongmo está relacionado con factores astronómicos de esa época. Posteriormente, fue descubierto en Guangdong, Hainan, el Mar de China Meridional, Taiwán y otros lugares. Entre ellos, la Formación Leigongmo en el Pleistoceno medio en el área de Leiqiong tiene datos de datación de huellas de fisión de 0,60 ~ 0,70 ma y datos paleomagnéticos de 0,70 ma. En los últimos años, se han obtenido datos de aproximadamente 0,80 ma o 0,83 ma en el sur de China y. el Mar de China Meridional (Zhu Zhaoyu et al., 2001; et al., 2000), entre los cuales la capa de tektita con una profundidad de perforación de 42,50 m en OPP1143 en el Mar de China Meridional es la más precisa, y la edad del meteorito es 0,78 ma (Wang, Tian Jun y Cheng Xinrong, 2001). Teniendo en cuenta que los datos de datación de isótopos de oxígeno de la capa subyacente son 0,75 ma, la edad de la capa de meteorito debería ser 0. Además, la Formación Zhaili (o Formación Yangliuqing) en el Pleistoceno medio de la llanura de Hebei contiene cuatro capas de piedra de fusión de vidrio microscópica, y los datos de datación de series de termoluminiscencia y uranio son 0,54 ± 0,08 mA (Li Dingrong et al., 1982). , lo que indica que las tectitas son El área de distribución puede no limitarse al sur, pero los datos de datación son relativamente nuevos. Es necesario verificar si es producto de diferentes períodos, diferentes causas o errores de datación. En resumen, aproximadamente 0,60 ma a 0,80 ma es el período de formación de las microtectitas chinas, cruzando el límite de 0,73 ma en el Pleistoceno temprano y medio. El mismo evento se ha encontrado en Tailandia, Filipinas, Australia, el borde oriental de África y Madagascar (Xu et al., 1983; Glass, 1982; Schnetzler et al., 1993), y señaló que el "cráter fuente original de meteoritos de microvidrio de Asia y Australia" es el Océano Índico (Schnetzler et al., 1993; Wan Tianfeng et al., 1999). El impacto del meteorito en la triple unión de la Cordillera del Océano Índico y el Mar Rojo provocó que la placa Índica se desplazara hacia el norte y promovió el violento levantamiento de la Meseta Tibetana (Ge Xiaohong et al., 2004). Actualmente se sabe que la mayoría de los diámetros de partículas individuales de los meteoritos de vidrio de este período son inferiores a 1 mm, y los que alcanzan o superan 1 mm sólo se encuentran en el Mar de China Meridional y la llanura de Hebei. Parece que el rango de distribución no se ha determinado completamente y las capas y períodos aún no se han analizado. Por lo tanto, todavía hay espacio para la investigación sobre si el evento de impacto es de una fase o de múltiples fases, y si el centro de impacto es uno o múltiples. Su correlación estratigráfica y su importancia tectónica regional merecen un estudio más profundo.
La capa de cenizas de los restos de antiguos incendios humanos, la capa de cenizas formada por el fuego natural y la deposición de restos de carbono son indicadores de la cultura humana y de los antiguos ciclos climáticos secos y húmedos.
(8) Sedimentos de ríos y lagos
Este es el tipo de estratigrafía cuaternaria más ampliamente distribuida en mi país, y también es uno de los principales objetos para el estudio de secciones estratigráficas continuas.
El área estratigráfica occidental está formada principalmente por depósitos de ríos y lagos de sistemas de aguas continentales. Como no hay grandes ríos, los perfiles de las terrazas no están desarrollados, pero los sedimentos lacustres están ampliamente desarrollados, siendo los perfiles de los lagos en las cuencas Qaidam y Tarim los más continuos. Un tipo importante de sedimentación lacustre en el área estratigráfica occidental es la sedimentación de yeso y sal, que contiene importantes minerales y recursos biológicos. Por lo tanto, la división estratigráfica y los datos de datación son relativamente detallados y son una base importante para la división y comparación estratigráfica (Zheng Jin et al., 1989; Wang Youli et al., 2001). Se encontraron ricos depósitos de potasa que contienen una sola especie de foraminíferos en la Formación Lop Bodar del Pleistoceno tardío al Holoceno, lo que parece indicar la existencia de cuencas errantes residuales en la cuenca del Tarim desde el Neógeno. Los depósitos de facies fluviales y lacustres en el área estratigráfica centro-oriental son el foco de investigación estratigráfica del Cuaternario. La mayoría de ellos están ubicados en áreas sedimentarias de los sistemas fluviales de salida y se desarrollan terrazas fluviales. El estratotipo en las seis zonas horarias desde Gongwangling hasta Salawusu es la sección de terrazas, y las secciones de suelo rojo en el curso medio e inferior del río Yangtze y el sur de China son en su mayoría terrazas. La mayoría de estas secciones de terrazas se formaron a finales del Pleistoceno temprano (1,20 ~ 1,50). Los estratos lacustres del Pleistoceno temprano en China central y oriental son famosos tanto en el país como en el extranjero por sus importantes reliquias culturales, fósiles humanos antiguos y abundantes fósiles de mamíferos. Por ejemplo, se ha descubierto en Xiaochangliang la fauna Nihewan de la Formación Nihewan en el norte de China. Sitio y el sitio Banshan y “nuevas capas culturales”. La Formación Yuanmou en Yunnan contiene los famosos fósiles de Yuanmou. Además, los sedimentos lacustres (Formación Sanmen y Formación Nihewan) en la Cuenca Weifen y la Zona Sangganhe Graben produjeron la zona de fósiles marinos Evolutononion shanxiense (foraminíferos)-sinocyprida impressa (ostracoda), provocando un animado debate sobre la interacción entre tierra y mar. . Estos estratos de facies Huguang se detuvieron repentinamente a finales del Pleistoceno temprano, especialmente entre 1,20 y 1,50 Ma, y fueron cubiertos por estratos de facies fluviales tardías discordantes o pseudoconformables (Zhang Zonghu, 1991), reflejando un evento paleogeográfico importante (el Movimiento Sanmen), este evento debería estar relacionado con el movimiento de elevación más violento de la meseta tibetana durante este período. En el norte de China (Llanura de Beijing y Llanura de Hebei), existe un conjunto muy especial de estratos fluviales y lacustres del Pleistoceno temprano (Formación Xiaidian o Formación Gu'an), que es una enorme capa de grava y grava cementada, fangosa, roja, carnosa y gruesa, similar a las capas de "estiércol de pollo" o arcilla de color rojo óxido interactúan con las capas de arena, dando una apariencia "fuertemente erosionada" pero que contienen varias capas intermedias marinas anchas y marinas de aguas poco profundas. Este conjunto de formaciones se asemeja tanto a la melaza de la Formación Xiyu en el oeste como a la Formación Nihewan en Yanqing en el extremo oriental del Sanggan Graben. ¿La arcilla irregular de color rojo y amarillo del interior es algo similar al suelo rojo del sur? Es necesario estudiar si es producto del período pico del monzón del sureste.
2. Estratos alternos marinos y continentales
Los principales tipos de estratos alternos marinos y continentales del Cuaternario son los siguientes.
(1) Sedimentos fangosos de aguas profundas
Debido a la finalización del agujero ODP 1143 en el Mar de China Meridional, la secuencia sedimentaria cuaternaria con un espesor de unos 100 metros y su Se aclararon las etapas de isótopos de oxígeno, las capas biológicas y sin biomarcadores. Ocho capas históricas (Wang et al., 2000; Jian Zhilou, 2001) y el período climático MIS 1-85 (Wang, Tian Jun, Cheng Xinrong, 2001; Zhao et al., Jian et al., 2001) se dividieron dentro del rango de 2,0 ~ 0,12 ma), estableciendo un estándar de comparación cercano para China. Además, se obtuvo una capa de biomarcador de 0,12 mA en la zona de aguas profundas de la depresión de Okinawa en el Mar de China Oriental (Cangshu Creek et al., 1989; Wang Naiwen y Xu, 2003).
(2) La relación entre el mar poco profundo y la interacción mar-tierra Sedimentación.
Ampliamente distribuida en la zona de la plataforma continental y llanuras costeras y deltas del mar oriental. El estrato de 110 m del agujero QC2 en el Mar Amarillo del Sur (Ying et al., 1989) contiene múltiples ciclos sedimentarios de arena y lodo y 12 combinaciones sedimentarias. Los verdaderos sedimentos marinos poco profundos son sólo la capa superficial desde finales del Holoceno. Los siguientes son los sedimentos marinos y terrestres alternos de facies costeras, litorales, lacustres e incluso fluviales. La estadificación paleomagnética e isotópica de este agujero está detallada y claramente dividida en cuatro grupos: Pleistoceno inferior, medio, superior y Holoceno, que se pueden comparar con el agujero QC1, el agujero QC4 y el agujero QC5 en el área de Nantong-Lianyungang. En el fondo del agujero, antes de 1,80 ma, hay foraminíferos tropicales y subtropicales Asterorotalia, y las capas superiores son todas especies templadas frías o euritermales. La serie Cuaternaria de la plataforma del Mar de China Oriental se llama Grupo del Mar de China Oriental y tiene unos 350 m de espesor y está formada por depósitos de arena y lodo, pero no ha sido dividida cuidadosamente.
La llanura de Hebei es principalmente continental, con múltiples capas marinas. A principios del Holoceno, hubo un foraminífero Pseudochara de temperatura cálida y templada. La llanura inferior de Liaohe es similar a la llanura de Hebei. Antes de 1,8 Ma, había especies de caracoles de amoníaco de aguas cálidas en el delta del río Yangtze y Shanghai, y especies de aguas cálidas Pseudochara existieron a finales del Pleistoceno o principios del Holoceno. Otros géneros euritérmicos y templados fríos han sincronizado ciclos bioclimáticos con la llanura de Hebei.
(3) Deposición de desechos en amplios mares tropicales.
Esquisto arenoso del Pleistoceno temprano al Pleistoceno medio temprano (Formación Zuolan) en el oeste y sur de la provincia de Taiwán y conglomerado arenoso intercalado con piedra caliza de arrecife lenticular a finales del Pleistoceno medio (
La Formación Jishan es miles de metros de espesor, y el conglomerado ultragrueso en la parte superior pone fin a la historia de una amplia sedimentación marina en la provincia de Taiwán, lo que marca un movimiento tectónico importante en el levantamiento de la provincia de Taiwán. Este movimiento del Pleistoceno medio obviamente va por detrás de la meseta tibetana. Queda por demostrar si se trata de un efecto retardado de este último o de un movimiento intrarregional en el Mar de China Meridional.
(4) Arrecifes tropicales y calizas bioclásticas.
Desde el Mioceno hasta el Holoceno, las islas Xisha estuvieron dominadas por piedra caliza de arrecife, pero el espesor sedimentario se hizo gradualmente más delgado.
El espesor de la piedra caliza del Pleistoceno temprano es de 150 m, el del Pleistoceno medio y el Pleistoceno tardío es de 70 m y 40 m respectivamente, y el del Holoceno es de sólo 10 m. Hay calizas de arrecife desde finales del Pleistoceno medio hasta el Holoceno a lo largo de la costa de la provincia de Taiwán, que son. no muy grueso.