Estructuras sinsedimentarias y formación de vetas de carbón.
1. Estructuras de basamento preexistentes en cuencas de acumulación de carbón.
A menudo existe una superficie de erosión estructural entre el basamento de la cuenca y la serie de rocas de relleno de la cuenca. Las propiedades del basamento, las características de la interfaz y las características estructurales preexistentes, como pliegues y fallas, tienen un impacto importante en la forma geométrica, el marco estructural, la configuración de la unidad del ambiente sedimentario y la secuencia de llenado temprano de la cuenca, y son contenidos importantes del análisis estructural de la cuenca.
1. Pliegues originales en el sótano
La interfaz del sótano de las cuencas de carbón cohesivo de cratón es a menudo una interfaz de erosión estructural. Puede haber pliegues anchos y suaves preexistentes. se puede mapear mediante perforación y prospección geofísica. Sin embargo, dado que la interfaz del basamento está oscurecida por la serie de rocas sedimentarias suprayacentes, es difícil determinar con precisión la naturaleza y la morfología del pliegue de la interfaz del basamento. Los pliegues preexistentes en el sótano son reliquias estructurales antiguas antes de la formación de cuencas de acumulación de carbón. Pueden usarse para inferir el modo dinámico y la dirección de las estructuras antiguas y rastrear la historia de la evolución estructural regional y el trasfondo estructural de la formación de carbón. cuencas de acumulación. Durante el proceso de erosión y meteorización a largo plazo, los pliegues del basamento preexistentes pueden causar diferencias en la forma del relieve, controlar los sistemas hídricos regionales y tener un impacto significativo en el entorno de depósito en las primeras etapas de la formación de la cuenca. Durante el proceso de evolución de la cuenca, suele mostrar un cierto grado de herencia, afectando así la distribución de las litofacies sedimentarias carboníferas y las zonas de acumulación de carbón. Por ejemplo, en la cuenca de Sichuan de China, existe una discordancia de microángulo entre la serie de rocas carboníferas del Triásico Tardío y la serie de rocas del basamento subyacente (Figura 9-4). El movimiento indosiniano al final del Triásico Medio formó un anticlinal amplio y suave al noreste del río Kaijiang en Luzhou. Después de una erosión y erosión a largo plazo, el núcleo expuso la Formación Jialingjiang del Triásico Medio, quedando la Formación Leikoupo en la parte superior del Triásico Medio en ambas alas. Durante la formación de series carboníferas en el Triásico Tardío, estos anticlinales amplios y suaves a gran escala no aparecieron obviamente. La falla de Guhuayingshan en ambos lados es una zona de gradiente de espesor sedimentario y una zona de cambio de litología y litofacies. El oeste es una cuenca lacustre estable y el este es una llanura aluvial fluvial.
2. Fallas de basamento y zonas de fallas
Zhang Wenyou (1984) dividió las fallas y las zonas de fallas en fallas litosféricas, fallas de la corteza terrestre y basamentos en función de la profundidad de las capas transversales y de factores geológicos y geofísicos. Indicadores de fallas y fallas de caprock. Las fracturas del basamento de la cuenca rica en carbón mencionadas aquí incluyen los tipos de fracturas mencionados anteriormente, entre las cuales las fracturas de la corteza terrestre y las fracturas del basamento son las principales.
Figura 9-4 Diagrama esquemático de la estructura paleogeológica de la Cuenca de Sichuan antes del Triásico Tardío (según el Laboratorio de Geomecánica del Instituto de Geología de Chengdu, 1976)
Sótano preexistente Las fallas y zonas de fractura son zonas débiles en la corteza terrestre, a menudo son estructuras segmentadas de diferentes unidades tectónicas y se caracterizan por una actividad repetida a largo plazo. Las fallas y zonas de fractura se extienden en una determinada dirección, formando el borde o falla de control axial de la cuenca de carbón, en geomorfología es una depresión larga y estrecha; En el proceso de desarrollo de las cuencas acumuladoras de carbón, las estructuras sinsedimentarias durante la formación de las cuencas controlan la evolución de las cuencas y la distribución de las zonas de litofacies. Las fallas de basamento y las zonas de fractura se pueden identificar según los siguientes signos:
1) Zonas de roca magmática básica o ácida o distribución en forma de cuentas de conexiones del macizo rocoso
2) Rift-; tipo de sedimentación La dirección de extensión de la cuenca y la cuenca del graben o la línea de conexión de la cuenca sedimentaria con cuentas;
3) Anomalías geotérmicas, mineralización hidrotermal y zonas de carbón altamente metamórficas;
4) Sedimentación Cinturón de abanico aluvial grueso, litofacies especiales estrechas y zona de gradiente de espesor en el límite de la cuenca. 5) Distribución lineal de aguas termales y lagos;
Las cuencas paleógenas de acumulación de carbón en el noreste de China están obviamente controladas por zonas de fallas de basamento, y dos grupos de cuencas de acumulación de carbón se desarrollaron a lo largo de la zona de falla Fushun Mishan y la zona de falla Yilan-Yitong (Figura 9-5).
La forma geométrica de una sola cuenca de carbón es larga y estrecha, y la dirección de su eje largo es básicamente consistente con la zona de falla. La distribución de las zonas de litofacies y las zonas ricas en carbón también es aproximadamente la misma. de la cuenca. La cuenca está dispuesta equidistantemente en una cadena de cuentas a lo largo de la zona de la falla del sótano, lo cual es muy llamativo. Tomemos como ejemplo la zona de falla de Fushun Mishan. Comienza en la ciudad de Hulin en la provincia de Heilongjiang en el norte y termina en la ciudad de Shenyang en la provincia de Liaoning en el sur, con una longitud total de unos 700 kilómetros. De norte a sur, cubre las cuencas carboníferas de Hulin, Pingyang Town, Dunhua, Huadian, Meihe, Qingyuan y Fushun. La serie de rocas del basamento de la cuenca de carbón es principalmente una serie de rocas metamórficas presinianas, y la veta de carbón principal de la cuenca de carbón de Fushun está ubicada directamente en los estratos inferiores de basalto y toba que contienen carbón. El gradiente geotérmico en las áreas mineras de carbón cerca de las zonas de falla de Mishan y Yilan Yitong en Fushun es relativamente grande. El gradiente geotérmico es de 3,6 °C/100 m en la mina Shuangyashan Jianshanzi, 3,4 °C/100 m en Liaoyuan y 3,0 ~ 4,6 °. C/100m en Fushun. Debido a la mayor temperatura del suelo en la zona de la falla profunda desde el Mesozoico y el Cenozoico, el grado de metamorfismo del carbón también es mayor que el del carbón contemporáneo adyacente. El carbón paleógeno en las cuencas de carbón de Fushun y Yilan se ha convertido en carbón bituminoso cohesivo de bajo metamórfico, y su valor Romax de reflectancia de vitrinita alcanza 0,55 ~ 0,67.
Figura 9-5 Grupo de cuencas de carbón paleógenas en el noreste de China (simplificado según Han Dexin et al. 1980)
3. Red de fallas preexistentes en el sótano.
Cuencas de carbón El sótano puede estar cortado por múltiples conjuntos de fallas en diferentes direcciones, formando una red de fallas preexistente en el sótano. Estas fallas son principalmente fallas de basamento y fallas de caprock, que dividen la base de la cuenca en bloques de fallas triangulares, rombos o cuadriláteros, en forma de cuña o columnares, afectando profundamente la formación y evolución de la cuenca. La red de fallas original del basamento tiene las siguientes características principales de identificación:
1) Las cuencas de carbón son en su mayoría triangulares, rombos o cuadriláteros, y las fallas de los bordes de las cuencas en diferentes direcciones forman un marco
2) Cuenca Los bloques de fallas de levantamiento relativo interno y los bloques de fallas de subsidencia están entrelazados, lo que resulta en depresiones de fallas secundarias y levantamientos de fallas. Debido a que hay una serie de centros de subsidencia y deposición, especialmente en las primeras etapas del desarrollo de la cuenca, se separan sub-. se pueden formar cuencas;
3) Se desarrollan sistemas de fallas con diferentes orientaciones en las áreas expuestas de la serie de rocas del basamento en la periferia de la cuenca. Sus patrones estructurales se pueden comparar con la red de fallas inferida de la cuenca. Las fallas de gran escala adyacentes a la cuenca se remontan al interior de la cuenca;
4) Las fallas del borde de la cuenca principal son generalmente irregulares u onduladas y se remontan a fallas en otras direcciones <; /p>
5) La litología y litofacies cambian dramáticamente a lo largo del eje y tendencia de la cuenca, y cada sección contiene carbón. La diferencia es obvia.
Figura 9-6 Marco estructural de la cuenca de Kunming (según Huang 1984)
La cuenca de Kunming en Yunnan es una cuenca de lignito cuaternario que ha sido estudiada en detalle (Huang Fazheng, 1984) . La interfaz del sótano de la cuenca es un antiguo plano de plantación con una gruesa corteza de meteorización. El basamento es un anticlinal compuesto por los sistemas Siniano y Cámbrico, cortado por múltiples conjuntos de fallas (Figura 96). La falla Xishan que se extiende de norte a sur es una falla del borde de la cuenca en su lado oeste. Tiene la naturaleza de una falla de deslizamiento y divide el bloque en forma de diamante rodeado por las fallas F4 y F5 con tendencia noreste y la F6 con tendencia noroeste. y F7 falla en dos bloques triangulares. El lado oeste se eleva hacia montañas y el lado este desciende hacia cuencas, que en conjunto forman el marco estructural básico de la cuenca y determinan la configuración de abanicos aluviales, deltas, lagos y pantanos. La formación y evolución de la cuenca están controladas por la depresión del basamento y el levantamiento cortado por las fallas en las tres direcciones anteriores. En la etapa inicial de la formación de la cuenca, los valles fluviales se formaron a lo largo de fallas preexistentes, y los bloques de fallas locales formaron cuencas o depresiones lacustres aisladas, luego la superficie del lago se ensanchó a través de una expansión superpuesta, los canales fluviales poco profundos se llenaron de sedimentos para formar pantanos y fallas; Aparecieron en partes compuestas de depresiones de fallas formadas por fallas en diferentes direcciones, centro de sumidero y centro de acumulación de carbón. La reactivación de fallas de basamento preexistentes es inducida por el ambiente tectónico de extensión local causado por fallas de deslizamiento regionales. Por lo tanto, el movimiento relativo de los bloques de fallas de basamento en la cuenca a menudo tiene características opuestas, es decir, es una unidad de levantamiento positivo. antes de que se forme la cuenca. El proceso es una unidad de falla negativa. La geomorfología y los movimientos neotectónicos alrededor de la cuenca pueden proporcionar información estructural muy importante del basamento de la cuenca.
En segundo lugar, las estructuras sin-sedimentarias en la etapa de formación de cuencas
Las estructuras sin-sedimentarias en la etapa de formación de cuencas se refieren a las actividades tectónicas y características estructurales del mismo período que el Sedimentación carbonífera durante la formación y evolución de la cuenca. Se denomina paleoestructura del período de acumulación de carbón. Incluye pliegues sinsedimentarios y fallas sinsedimentarias.
1. Levantamientos y depresiones del basamento sinsedimentario
Los levantamientos y depresiones sinsedimentarios son en realidad manifestaciones de hundimiento desigual del basamento de la cuenca, principalmente a través de diferencias en el espesor sedimentario y en la litología y litofacies reflejadas. Los levantamientos y depresiones sinsedimentarios no pueden tratarse como superficies estructurales con ciertas propiedades mecánicas, por lo que el campo de tensión tectónica no puede restaurarse directamente. Algunos levantamientos o depresiones sinsedimentarios duran hasta después del período de acumulación de carbón y forman anticlinales o sinclinales durante el proceso tectónico posterior. En este momento, se pueden denominar con precisión anticlinales o sinclinales sinsedimentarios.
Los levantamientos y depresiones sinsedimentarios suelen ser adyacentes entre sí. Bajo las condiciones de la cuenca sedimentaria de compensación, el espesor del sedimento se vuelve significativamente más delgado hacia la cresta de elevación sinsedimentaria y se espesa hacia la depresión, lo que refleja la diferencia en la amplitud de subsidencia. Las reglas cambiantes de la litología y la litofacies deben determinarse en función del paisaje paleogeográfico de toda la cuenca carbonífera. Por ejemplo, en un entorno continental, cuando los ríos se desarrollan a lo largo de depresiones, el hundimiento más rápido de la cuenca se compensa completamente con fuentes terrígenas. Los sedimentos clásticos gruesos de facies fluviales se acumulan a lo largo de depresiones sinsedimentarias, mientras que los sedimentos clásticos finos de facies lacustres se depositan en levantamientos sinsedimentarios. las tasas de hundimiento son lentas. Por el contrario, en condiciones no compensadas, los depósitos clásticos finos lacustres pueden ocurrir en depresiones sinsedimentarias, mientras que los depósitos clásticos gruesos en aguas poco profundas pueden ocurrir en levantamientos sinsedimentarios. En el trabajo real, generalmente nos centramos en delinear levantamientos sinsedimentarios o anticlinales sinsedimentarios, y sus principales signos de identificación son los siguientes:
1) El espesor de las series o secciones carboníferas es significativamente más delgado;
2) Hay perfiles frecuentes entre sedimentos, que representan el desarrollo de la estructura del agua y la corteza cementada de meteorización en ambientes de aguas poco profundas, con una importante remigración de agua. A veces se eleva por encima de la interfaz sedimentaria, lo que resulta en la pérdida de algunas capas o convirtiéndose en un área de fuente terrestre local.
3) El fenómeno de superposición sedimentaria es obvio, la estructura cíclica del perfil sedimentario es asimétrica y; algunos sedimentos se deben a la erosión y regeneración durante la regresión. Obviamente se adelgaza debido al transporte, y la curva del ciclo muestra una rápida regresión del mar.
4) La litología y la litofacies cambian obviamente, generalmente en el área de distribución de. Roca clástica gruesa, a veces en la zona de desarrollo continuo de roca arcillosa o pantano de turba. Las vetas de carbón se fusionan en levantamientos sinsedimentarios o anticlinales sinsedimentarios y se ramifican en zonas de depresión. Se puede comparar el lecho correspondiente a cada veta de carbón ramificada y la veta de carbón gruesa fusionada.
5) El suelo de las raíces y las rocas en la base; La parte inferior de la veta de carbón está relativamente desarrollada, lo que refleja un tiempo de exposición más prolongado y una capa de erosión más profunda.
El espesor de la Formación Taiyuan del Carbonífero Superior y del Pérmico Inferior en la cuenca de acumulación de carbón del Carbonífero-Pérmico en el norte de China generalmente se espesa de noroeste a sureste, y es una cuenca en forma de cesta que se abre en el sureste. En la cuenca se desarrollan una serie de subsistemas deposición sincrónica de levantamientos y depresiones (Fig. 97). En el borde norte de la cuenca, los levantamientos secundarios y las depresiones se organizan alternativamente en dirección noreste. Los principales levantamientos sinsedimentarios de este a oeste son los levantamientos de Liaodong, Lushan, Fuping y Qingshuihe. El extremo noreste de estos levantamientos está conectado al cinturón estructural de Yinshan de este a oeste en el lado norte de la cuenca. Está ubicado sobre la interfaz sedimentaria y es un área terrígena local. Hay zonas marginales clásticas gruesas aluviales distribuidas a lo largo de la periferia. los levantamientos están sumergidos en la cuenca de carbón al sur y al oeste, en el medio, se convierte en un "levantamiento oculto" debajo de la interfaz sedimentaria, y la serie de carbón en la zona de levantamiento es delgada. La zona de depresión sinsedimentaria entre levantamientos sinsedimentarios es un área de compensación de hundimiento relativamente equilibrada con gruesos estratos carboníferos y gruesas vetas de carbón.
2. Pliegues sinsedimentarios secundarios
Algunos rasgos estructurales tardíos de la cuenca carbonífera se formaron durante la acumulación de series de rocas carboníferas. Son un sinclinal sinsedimentario y un contrainclinado. Los anticlinales sinsedimentarios incluyen tres tipos: anticlinales de vuelco, que están relacionados con fallas normales sinsedimentarias; anticlinales heredados, que corresponden a levantamientos de fallas de basamento y se distribuyen en las partes altas del basamento y anticlinales de compresión, que son producto de compresión o torsión regional. Este anticlinal sinsedimentario puede afectar el tipo de drenaje, los procesos de sedimentación local y la acumulación de carbón. En la cuenca de Sydney, Australia, el espesor de las vetas de carbón y otras unidades estratigráficas es más delgado en las crestas de los pequeños anticlinales y más grueso en los valles sinclinales, mostrando las características de un anticlinal sinsedimentario (Cook, 1969); espesor del piso de la veta de carbón anticlinal Las rocas del suelo de raíces están relativamente desarrolladas, lo que indica que el tiempo de exposición es largo y la capa de suelo es gruesa. La estructura anticlinal oblicua de eje corto en la cuenca de carbón de Fuxin, provincia de Liaoning, es un ejemplo típico de anticlinales sinsedimentarios.
Este anticlinal sinsedimentario en la cuenca es una estructura en forma de flor relacionada con la falla de basamento con tendencia noreste (Li Sitian, 1988). El anticlinal es de pequeña escala, con una anchura superior en forma de espalda de sólo 1 a 2 km y una amplitud de elevación de menos de 500 m·m. Los altibajos de la espalda se desaceleran hacia las profundidades, desapareciendo cerca del Proterozoico. Sótano Guyu-Archaean, y se reemplazan cortando el sistema de roca del sótano. Las estructuras en forma de flores se desarrollan principalmente en las capas inferiores de la Formación Shahai y la Formación Haizhou, y suelen ser simbióticas con varias fallas normales en forma de pala. Hay pliegues escalonados y sistemas de fallas radiales normales en la estructura en forma de flor de la Formación Shanghai en el área minera de Fuxin. El anticlinal de Liangdong en el norte se caracteriza por un techo delgado, y el sistema de pliegues y fallas refleja la rotación en sentido antihorario de la parte central de la cubierta sedimentaria. Después del período de acumulación de carbón, la forma anticlinal aún permanece y la mayoría de las vetas de carbón en la cresta anticlinal han sido desnudadas. El patrón de pliegue trapezoidal refleja el movimiento de rumbo lateral izquierdo de las fallas del basamento (Figura 9-8).
3. Fallas de basamento sinsedimentarias
Las fallas de basamento sinsedimentarias se refieren a las fallas de basamento recién nacidas o resucitadas y sus fallas de continuación durante la formación y evolución de la cuenca. El modo dinámico, la dirección de extensión, el tipo de combinación y las características de actividad de las fallas de basamento sinsedimentarias determinan la geometría, el estilo estructural, la estructura sedimentaria, las propiedades de subsidencia y la estructura de grupo de las cuencas de carbón falladas.
Las fallas de basamento sinsedimentarias son estructuras lineales, por lo que tienen una direccionalidad obvia y están relacionadas biológicamente con estructuras regionales. Pueden considerarse como un plano estructural y se dividen en fallas tensionales, compresivas y de deslizamiento y su transición. tipo. El análisis sedimentario y la comparación de secciones son los principales métodos para determinar las fallas de basamento sinsedimentarias, y sus principales marcas de identificación son las siguientes:
Figura 9-7 Esquema paleoestructural del Carbonífero Tardío del norte de China (según Han Dexin et al. , 1980)
1) Hay un cinturón de abanico aluvial clástico grueso dentro de la falla del margen de la cuenca, y la capa sedimentaria se espesa oblicuamente hacia la falla del margen de la cuenca;
2) Hay un diferencia significativa en litofacies y espesor de sección en ambos lados de la falla sinsedimentaria, formando una zona de cambio de litofacies o zona de gradiente de espesor a lo largo de la falla.
3) La cuña de roca clástica o veta de carbón se vuelve más delgada, se pellizca; se bifurca y se fusiona en la misma dirección. Este cambio es obviamente en forma de franja;
4) Las secuencias estratigráficas a ambos lados de una misma falla sedimentaria no se corresponden. La secuencia descendente puede ser completa. acumulación de cuña clástica gruesa en la etapa inicial de la sección inferior. La secuencia ascendente puede faltar en la sección inferior y la sección superior puede faltar. Las capas se superponen con la superficie de erosión. ) Los rápidos cambios en la dirección y el patrón del flujo de fluidos antiguos, así como el desarrollo continuo de antiguas zonas de depresión de ríos, han llevado a la superposición de rellenos de erosión fluvial en medidas de carbón y vetas de carbón;
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6) El espesor de las capas de roca y las vetas de carbón en ambos lados de la falla es significativamente diferente, y las distancias de las fallas en cada sección son diferentes, y la distancia de la falla disminuye gradualmente de abajo hacia arriba hasta que desaparece. Las estructuras de deformación sinsedimentaria se desarrollan en la zona de falla adyacente al basamento activo.
Las fallas de borde de cuenca son las principales fallas que controlan la formación y evolución de las cuencas. A menudo se trata de fallas de basamento profundas o fallas de la corteza terrestre, que en ocasiones pueden atravesar toda la litosfera y van acompañadas de actividad magmática o hidrotermal. Las fallas del borde de la cuenca pueden ser fallas de compresión, extensión y deslizamiento, o pueden ser fallas de transición de tensión-torsión o de transición de compresión-torsión. Las más comunes son las fallas normales causadas por extensión regional y las fallas de deslizamiento causadas por torsión regional. Las fallas del borde de la cuenca son a menudo zonas de fallas complejas compuestas de múltiples fallas. Pueden estar ubicadas en diferentes lugares del borde de la cuenca en diferentes etapas de evolución y proliferan y se expanden en forma de escalera desde el interior hacia el exterior a lo largo de la sección transversal. dirección. Las fallas en los márgenes de la cuenca pueden compensarse con fallas laterales u oblicuas a lo largo del rumbo, o pueden rastrear fallas existentes en el sótano de modo que parezcan irregulares o fracturadas en planta. La falla del borde de la cuenca formada por extensión está inclinada hacia la cuenca, muy inclinada en la parte poco profunda y suavemente aplanada en forma de pala en la parte profunda. Las fallas de rumbo suelen ser empinadas o casi verticales. Las fallas del borde de la cuenca llegan a la superficie y son las estructuras límite entre las cuencas sedimentarias y las zonas de denudación. Un lado de la falla ha sido elevado y sometido a denudación, mientras que el otro lado de la falla se ha asentado y aceptado la sedimentación. La falla adyacente es la zona de subsidencia más grande de la cuenca. Los ríos de montaña de pendiente pronunciada que son casi perpendiculares a las fallas del borde de la cuenca transportan una gran cantidad de sedimentos clásticos gruesos hacia la cuenca, formando una espesa cobertura de abanicos aluviales y deltas a lo largo del borde de la cuenca, formando una zona típica de facies de borde clástico grueso en cuencas riftadas. . Dado que el área de denudación fuera de la falla del borde de la cuenca es principalmente el sistema de salida de agua, el área del lago profundo puede llegar directamente a la falla del borde de la cuenca durante el fuerte período de rifting, y luego la fase del borde se deriva principalmente de deslizamientos de tierra de acantilados y escombros de colapso, abanicos aluviales. y se generan depósitos de flujo de escombros, junto con la fase sedimentaria del lago.
La cuenca de carbón de Fuxin en la provincia de Liaoning, China, está rodeada de fallas y la dirección de su eje longitudinal es Ne 25 ~ 30. La falla de Lushan en el borde oriental es la principal falla que controla la formación y evolución de la cuenca. Hay un enorme abanico aluvial clástico grueso de capas gruesas a lo largo del lado interior de la falla, que tiene varios kilómetros de ancho. Continúa desarrollándose en varias etapas de la evolución de la cuenca y tiene un impacto importante en la secuencia del metasomatismo y la evolución ambiental de toda la falla. cuenca (Figura 9-9). Las fallas del borde de la cuenca se caracterizan por una actividad intermitente y se pueden dividir en un período relativamente activo y un período estable. Los estratos de grava multicapa intercalados en el grupo carbonífero se pueden utilizar como indicador sedimentario de esta tendencia de actividad de la falla. Durante el período de actividad de la falla, el hundimiento del borde de la cuenca se intensificó, las cuñas de grava aluvial se limitaron al borde de la cuenca y los depósitos de lagos y pantanos se desarrollaron ampliamente dentro de la cuenca. Cuando la falla del margen de la cuenca se estabiliza, la cuña de escombros aluviales cruza el margen de la cuenca y se extiende para cubrir toda la cuenca, y la acumulación de carbón cesa temporalmente. A medida que disminuyó la actividad de la falla, toda la cuenca se llenó de sedimentos clásticos gruesos aluviales. Las fallas del borde de la cuenca en la cuenca oriental de Fuxin tienen obviamente forma de zigzag, lo que se debe al rastreo de cuatro grupos de fallas de basamento preexistentes NE, n NE, NW y NNW. El plano de falla está inclinado en la cuenca, con un ángulo de inclinación de aproximadamente 45° a 75°. En diferentes etapas de la evolución de la cuenca, las fallas en el borde oriental de la cuenca pueden estar en diferentes posiciones. Las brechas rojas abigarradas de la Formación Sunjiawan que cubren la serie de carbón se pueden ver en muchos lugares de la parte sur de la cuenca. directamente discordante en las láminas Proterozoica y Arcaica En el gneis (Figura 9-9).
Figura 9-8 Diagrama de interpretación de la sección de la estructura sísmica longitudinal Liangdong-Aiyou en la Cuenca de Fuxin (basado en Li Sidian, 1988)
Figura 9-9 Diagrama de sección integral de la estructura sedimentaria lateral en la cuenca Fuxin (Li Sidian et al., 1998)
Las fallas en el basamento sinsedimentario dentro de la cuenca pueden causar diferencias significativas en los estratos y las secuencias de relleno, y pueden servir como línea divisoria entre las etapas tempranas unidades de denudación y unidades sedimentarias en el desarrollo de la cuenca. A medida que la cuenca se expande, evoluciona hacia una falla oculta que sirve como línea divisoria entre zonas sedimentarias. En el centro de Hunan, hay un cinturón tectónico regional de este a oeste que atraviesa la parte central de la zona minera de Doulishan a unos 27° 30' de latitud norte. El período Pérmico se caracteriza por una repentina "pedregal" en la diferencia norte-sur. tipos sedimentarios (Figura 9-10). A finales del período Maokou del Pérmico temprano, afectado por el Movimiento Wudong en el sur de China, el lado norte del cinturón estructural fue elevado y desnudado. En el lado sur, las series de rocas clásticas que contienen carbón continuaron disminuyendo y acumulándose a finales del período Maokou. A principios del Pérmico Superior, con la extensa transgresión marina en el sur de China, la cuenca sedimentaria se expandió hacia el norte y formó una cuenca unificada de acumulación de carbón, pero hubo una diferencia significativa entre el norte y el sur, formándose dos tipos sedimentarios: el tipo meridional. y el tipo norte en el centro de Hunan. Entre ellos, los sedimentos carboníferos de la parte sur son principalmente rocas clásticas, con un espesor total de 200 ~ 1000 m, que se adelgazan gradualmente de sur a norte. Hay de 4 a 20 capas de carbón y se pueden extraer de 2 a 6 capas. El espesor promedio explotable es de 0,7 a 7 m y la estabilidad de la veta de carbón es pobre. Los sedimentos que contienen carbón en el norte están compuestos principalmente de piedra caliza y lutita, superpuestas a la interfaz de erosión y disolución de la piedra caliza Maokou del Pérmico Inferior, y se pueden ver brechas residuales localmente. La serie de rocas que contienen carbón tiene unos 70 m de espesor y contiene de 1 a 3 capas de carbón, con un espesor explotable promedio de 0,4 a 4 m. Las vetas de carbón son relativamente estables y tienen estructuras simples. Esta estrecha zona de mutación de este a oeste es una zona de falla de basamento con una larga historia, que desempeña un cierto papel en la división de las propiedades carboníferas de la morrena del Sinio, el depósito de hierro del Devónico Ningxiang y la formación de la cuenca del Carbonífero Inferior.
4. Fallas singenéticas
Las fallas de crecimiento en cuencas carboníferas se refieren principalmente a un gran número de fallas sinsedimentarias de bajo nivel distribuidas en la cubierta sedimentaria, que se desarrollan en sedimentos plásticos sueltos. deformación. Las fallas de crecimiento son causadas principalmente por deslizamiento gravitacional a lo largo de capas débiles o compactación diferencial de cuerpos sedimentarios de diferentes litologías. Algunas fallas de crecimiento están relacionadas con la topografía del basamento o fallas de basamento. Durante el proceso de llenado de la cuenca, cuando el ángulo de inclinación original de la interfaz sedimentaria excede los 2°, la capa de sedimento suelto colapsa fácilmente bajo la acción de la gravedad. En el frente de los grandes deltas progradacionales, grandes cantidades de sedimentos arenosos transportados por los ríos están cubiertos por profundos depósitos de cemento o exudados orgánicos. Debido a la compresión y colapso de los sedimentos fangosos subyacentes, se generan fácilmente sistemas de fallas de crecimiento a lo largo de la interfaz entre los cuerpos de arena y los sedimentos fangosos. Generalmente, las fallas no son de gran escala y el plano de falla principal está inclinado hacia la cuenca, con un ángulo de buzamiento hacia arriba de 60° a 70° y un ángulo de buzamiento hacia abajo de aproximadamente 30° a 40° (Figura 9-11).
Figura 9-10 Perfil sedimentario de la serie de rocas carboníferas del Pérmico en la zona minera de Doulishan en la provincia de Hunan (basado en Yang Qi et al., 1979)
Crecimiento Fallas causadas por el desprendimiento de la capa débil subyacente. El sistema puede alcanzar desde varios kilómetros hasta cientos de kilómetros. La zona de falla se extiende a lo largo de la línea costera y el desprendimiento se desliza hacia la cuenca. La parte poco profunda del plano de falla es empinada, cortando diferentes estratos, y se vuelve suave hacia la parte más profunda, casi paralela al plano. Hay una serie de fallas extensionales normales detrás de la estructura del desprendimiento, y se desarrollan pliegues sinsedimentarios y fallas de cabalgamiento frente a la estructura del desprendimiento. Este tipo de falla de crecimiento se desarrolla dentro de una determinada capa y tiene características controladas por capas. Los principales signos de identificación de fallas de crecimiento son los siguientes:
1) El plano de falla tiene forma de pala, empinado en la parte superior y suave en la parte inferior, inclinándose hacia la cuenca. A veces se desarrollan fallas dobles para formar una. sistema de fallas de crecimiento;
2 ) La distancia entre fallas aumenta con la profundidad, y las dos vetas de roca y carbón son desiguales
3) Hay diferencias significativas en litología, espesor de capa, espaciado y estructura de la veta de carbón en ambos lados de la falla. El espesor de la placa descendente aumenta repentinamente, lo que dificulta la conexión de las paredes superior e inferior;
4) Las fallas de crecimiento son deformaciones que ocurren. en sedimentos sueltos generalmente no tienen zonas de fractura de falla y, a veces, hay un relleno tardío a lo largo de la superficie de la fractura;
5) A menudo se concentran en una determinada secuencia de relleno, tiene cierta capa controlada. características;
6) La dirección de extensión de las fallas o zonas de fallas es paralela a la dirección de deposición o dirección de la costa.
Figura 9-11 Diagrama esquemático del mecanismo de formación de fallas de crecimiento en los sedimentos del delta de la costa del Golfo de México de Estados Unidos (basado en Bruce, 1972)