Тектоника Южно-Китайского моря

Бассейн Южно-Китайского моря является одним из крупнейших окраинных бассейнов в Азии. Южно-Китайское море расположено к востоку от Вьетнама , к западу от Филиппин и пролива Лусон и к северу от Борнео . Тектонически оно окружено Индокитайским блоком на западе, Филиппинской морской плитой на востоке, Янцзы-блоком на севере. Между Филиппинской морской плитой и Азиатской плитой существует граница субдукции . Формирование бассейна Южно-Китайского моря было тесно связано со столкновением Индийской плиты и Евразийской плиты . Столкновение утолщило континентальную кору и изменило высоту рельефа от Гималайской орогенной зоны до Южно-Китайского моря, особенно вокруг Тибетского плато. Расположение Южно-Китайского моря делает его продуктом нескольких тектонических событий. Все плиты вокруг бассейна Южно-Китайского моря подверглись вращению по часовой стрелке, субдукции и испытали процесс экструзии с раннего кайнозоя до позднего миоцена .

Геологическую историю можно разделить на пять стадий тектонической эволюции. (1) развитие рифтовой системы, (2) расширение морского дна, (3) опускание Южно-Китайского моря, (4) закрытие бассейна Южно-Китайского моря и (5) поднятие Тайваня.

Развитие рифтовой системы

На начальном этапе развития Южно-Китайского моря бассейн был развит путем расширения, чтобы сформировать две пассивные окраины. Консенсус заключается в том, что расширение распространялось с северо-востока на юго-запад, хотя некоторые эксперты утверждают, что юго-западный бассейн на самом деле старше. Рифтинг и множественные грабены начались около 55 млн лет назад [1] на основе сейсмических профилей через шельф Южного Китая. Рифтинг усилился около 50 млн лет из-за столкновения Индийской и Евразийской плит.

Ван (2009) и Каллен (2010) предложили две разные модели инициирования расширения.

Модель рифтинга Южно-Китайского моря Вана предполагает другую область развития рифта. Северная и северо-восточная части Южно-Китайского моря образовали свои рифты ранее в палеоцене . [2] Южная и юго-западная части Южно-Китайского моря показали более поздний рифтинг около эоцена или позже. Разница в рифтинге и временной разрыв между северо-восточными и юго-западными регионами указывает на то, что Южно-Китайское море не является геологически однородной областью, и его литосферу можно разделить на две области, юго-западную и северо-восточную, в соответствии с ее тектонической эволюцией. Причины этих различий в стадии рифтинга могут быть разными, такими как воздействие разных плит и различное распределение плюмов под корой. Считалось, что разлом Красной реки вдоль западной границы Южно-Китайского моря повлиял на рифтинг в южном и юго-западном регионах. Сдвиговые сбросы .

Каллен указал, что рифтообразование в бассейне Южно-Китайского моря можно проследить до позднего мела, а расширение завершилось двумя эпизодами в кайнозое. Первый эпизод расширения произошел в раннем палеоцене и был широко распространен. Первая рифтовая система была расположена в основном в Опасной земле (юго-восток Южно-Китайского моря [3] и в бассейне Фу-Кхань, у побережья центрального Вьетнама. Предполагается, что натяжение плиты между Филиппинами и Южной Азией было основной силой, которая привела к расширению Опасной земли и других частей Южно-Китайского моря на этой начальной фазе. [4] Более поздний эпизод расширения произошел с позднего эоцена до раннего миоцена и распространился на юго-запад. Во время второй стадии расширения кора истончилась и, наконец, претерпела разрыв. [1]

Распространение морского дна

Распространение морского дна можно обсудить с использованием линейных аномалий магнитного поля и распределения двух типов гранита. Теоретически распространение морского дна должно следовать за фазой рифта во время раскрытия бассейна. Однако континентальный рифтинг и распространение морского дна перекрываются примерно на 5 млн лет в течение раннего миоцена. Например, когда северо-восточная область находилась в стадии распространения морского дна, рифтинг продолжался в юго-западной части.

Реконструкция расширения морского дна после рифтинга основана на магнитных аномалиях. Нет единого мнения о точном времени, когда морское дно начало расширяться. Брейс и др. (1993) предположили, что морское дно расширялось между 30 и 16 млн лет назад. Однако новые доказательства, найденные в районе пролива Лусон, показывают, что расширение могло быть 37 млн ​​лет назад. [5] Весь процесс расширения морского дна можно разделить на две части: расширение на северо-востоке и расширение на юго-западе. [6] [7]

  • В процессе расширения морского дна на основе магнитных аномалий были классифицированы три эпизода расширения. Центр расширения морского дна совершает три скачка: 25,5 млн лет назад, 24,7 млн ​​лет назад и 20,5 млн лет назад. [7] Эти скачки рассматриваются как границы трех эпизодов расширения морского дна, которые сместили расширение на юг из его первоначального положения в прогибе Сиша. На рисунке 4 показана траектория центра расширения морского дна.
    • 37–25,5 млн лет назад. Более древние магнитные аномалии 14–16 появились на северо-востоке Южно-Китайского моря, в проливе Лусон, а более молодые (аномалии 11–7) расположены в центральной и западной части бассейна. Такое распределение свидетельствует о том, что во время первого эпизода расширения морского дна хребет мигрировал с востока на запад. В конце первой стадии хребет переместился на 50 км с севера на юг, и параллельно старому хребту образовался новый центр (рис. 4).
    • 25,5 млн лет до 24,7. Второй, более крупный скачок произошел в конце этого эпизода. Магнитные аномалии линейно варьируются от 7 до 6B [ необходимо уточнение ] во время этого эпизода.
    • 24,7–20,5 млн лет назад. Третий скачок хребта продвинулся дальше в юго-западном направлении. Геометрия бассейна Южно-Китайского моря после 20,5 млн лет назад похожа на нынешнюю форму. После этого этапа скачки хребта прекратились. После 20,5 млн лет назад расширение морского дна переместилось в юго-западную часть Южно-Китайского моря, где оно завершилось около 16–17 млн ​​лет назад.
  • Помимо магнитных аномалий, распределение магматических пород также может быть потенциальным доказательством для определения времени расширения морского дна.

Анализ петрологии нескольких микроблоков в Южно-Китайском море был выполнен Яном. [8] Было классифицировано два типа гранитов. Это тоналитовый гранит и монцогранит . Тоналитовый гранит содержит большее содержание Ti, Al, Fe, Mg, Ca, Na и P, меньше Si и K, и может быть получен в результате плавления мантии и нижней докембрийской коры. Однако было обнаружено, что монцогранит был получен в результате плавления коры. Таким образом, присутствие монцогранита указывает на расширение литосферы Южно-Китайского моря . Изменение соотношений этих двух категорий гранитов, вместе с их следовыми и основными составами элементов, а также петрологией также показывает меняющийся характер истории спрединга морского дна в кайнозое.

Тектонические модели расширения морского дна

Существуют три основные модели, которые пытаются интерпретировать, как происходило раскрытие и формирование Южно-Китайского моря в течение длительных геологических периодов времени. Это модель столкновения-экструзии, модель субдукции-коллизии и гибридная модель. Эти модели были проиллюстрированы Fyhn et al, 2009.

Модель столкновения-выдавливания

Модель столкновения-экструзии утверждает, что раскрытие бассейна Южно-Китайского моря связано со столкновением Индийской плиты и Евразийской плиты . Борнео и Индокитайская плита по-прежнему рассматриваются как единый блок и прикреплены друг к другу. Когда Индия столкнулась с Евразией, часть континента была вытолкнута на юго-восток. В некоторых работах это также называется «континентальным бегством». Эта модель утверждает, что расширение морского дна было вызвано толчком от столкновения на западе. В результате образовался сдвиг. В левой боковой части этого сдвигового разлома образовался спрединговый хребет. Расширение морского дна прекратилось с остановкой экструзии. Из-за расширения морского дна блок Борнео подвергся вращению. Хотя эта модель объясняет геометрическое изменение бассейна Южно-Китайского моря во время его тектонической эволюции, она все еще неопределенна в некоторых частях, особенно в отношении вращения Борнео. [9] Эта модель также предполагает, что субдукция не происходила вдоль северной стороны Борнео, что трудно объяснить, учитывая существование сбросовых разломов в юго-восточной части бассейна Южно-Китайского моря.

Модель субдукции–столкновения

Модель субдукции указывает на то, что открытие Южно-Китайского моря было вызвано натяжением плиты от субдукции прото-Южно-Китайского океанического щита на юг под Борнео. Существование орогенеза Сабаха подтверждает эту субдукцию. [10] Субдукция начинается в палеоцене и заканчивается в раннем миоцене. [11] Недостатком этой модели является то, что она не может объяснить изменения в осях спрединга морского дна во время спрединга бассейна Южно-Китайского моря или вращения Борнео. [7]

Гибридная модель

Гибридную модель можно рассматривать как смесь модели столкновения-экструзии и модели субдукции-коллизии. Некоторые элементы сохранены из модели столкновения-экструзии, такие как вращение Борнео, однако предполагалось, что субдукция также сопровождает экструзию. Зона субдукции сместилась к юго-востоку от Южно-Китайского моря, что совпадает с бывшей конвергентной границей вдоль северного края блока Борнео. Эта модель используется более широко, чем две другие.

Начало закрытия Южно-Китайского моря

  • Столкновение Австралийской и Азиатской плит вызвало вращение Борнео и закрытие южной границы Южно-Китайского моря.
  • Произошло пять более мелких столкновений с утолщением земной коры , которые сыграли значительную роль в блокировании морского пути между Индонезией и Тихим океаном. [12]
  • Столкновение дуги Лусон и материковой Азии привело к поднятию Тайваня . Это столкновение мигрировало на запад с миоцена. Со столкновением плит вулканы стали активными. Ван и др. (2000) сообщили о трех слоях вулканического пепла, сконцентрированных около 10 млн лет назад, 6 млн лет назад и 2 млн лет назад в Южно-Китайском море, связанных с коллизией и субдукцией на востоке, которые произошли после спрединга морского дна.
  • Лусонский пролив открылся с поднятием Тайваня. Изменение глубины морской воды в Лусонском проливе вызвало более эрозионные и холодные придонные течения из западной части Тихого океана, которые растворили карбонат ниже Лусонского пролива. Открытие Лусонского пролива ознаменовало начало Южно-Китайского морского бассейна как полузакрытого бассейна. [6]

Опускание Южно-Китайского моря

По мере развития рифтинга, расширения морского дна и коллизии в Южно-Китайском море также происходило оседание. Из-за уникального расположения Южно-Китайского моря в кайнозое с зоной субдукции на восточной стороне, зоной сдвига Красной реки на западе и скачком спредингового хребта на юг, возникли различные, но в основном экстенсивные разломы, вызвавшие оседание, в результате чего образовался бассейн. В Южно-Китайском море встречаются как оседание, связанное с рифтом, так и пострифтовое термическое оседание.

  • В восточной части в результате субдукции Южно-Китайского моря под плиту Филиппинского моря образовался преддуговой бассейн . Типичными примерами такого типа опускания являются бассейны Палаван и Тайсинан .
  • В западной области несколько сдвиговых и нормальных сбросов стали причиной проседания, вызванного зоной сдвига Красной реки. В этой области образовался бассейн Ингехай , имеющий самую мощную толщу осадочного материала (14 км).
  • В южной области нормальные разломы образовались из-за рифтинга. Однако некоторые бассейны в этой области имеют две части в своей истории опускания, такие как Малайский бассейн и бассейн Пенью. Этапы разделены региональной инверсией в миоцене ~16 млн лет назад. Эта инверсия разделила опускание на синрифтовые и пострифтовые стадии вместо непрерывного процесса опускания. [13]

Также наблюдалось изменение скорости опускания в Южно-Китайском море 25 и 5 млн лет назад. [14] 25 млн лет назад спрединговый хребет прыгнул с юго-запада и вызвал термическое опускание и морскую трансгрессию на севере Южно-Китайского моря, когда началось термическое опускание. Изменение скорости 5 млн лет назад произошло с опусканием в восточной зоне, и скорость увеличилась из-за столкновения дуги Лусон в районе современного Тайваня. Также наблюдается возобновление опускания на северо-западе бассейна, в бассейне Ингехай, после 5 млн лет назад, вызванное обратным движением на разломе Красной реки.

Влияние тектонических движений на нефтяные ресурсы

Северная и северо-западная части Южно-Китайского моря окружены рифтовыми бассейнами на пассивных континентальных окраинах. Это бассейн устья реки Чжуцзян, бассейн Цюндуннань, бассейн Ингехай и бассейн Фукхань. Развитие этих бассейнов тесно связано с тектонической историей Южно-Китайского моря. Гонг и др. (2011), [15] на основе обширных результатов бурения и многоканальных сейсмических данных задокументировали влияние этих тектонических процессов на отложение исходных, коллекторных и покрышечных пород и на формирование различных типов механизмов улавливания.

Эти бассейны показывают типичное для Маккензи (1978) [16] двухэтапное расширение, характеризующееся дифференциальной стадией опускания (рифтинг) и последующей стадией термического регионального опускания (пострифттинг). [15] Каждая стадия способна сформировать отдельную нефтяную систему. Например, в бассейне устья Жемчужной реки образовалось четыре рифтовых бассейна в третичном периоде. [15]

Бассейн Цюндонгнань лежит к западу от бассейна устья реки Чжуцзян, оба из которых имеют схожую тектоническую тектоностратиграфию. Однако на историю оседания первого повлиял дополнительный тектонический элемент — скручивающие движения вдоль системы разломов Красной реки. Пострифтовая последовательность бассейна отделена ранним миоценовым несогласием от синрифтовой последовательности, из которой исключительно добывался газ. [15]

Рифтовая структура в бассейне Ингехай из-за его толстого неогенового покрова пока не определена, но ожидается, что бассейн окружен рифтовыми бассейнами схожего возраста. [17] Вращение по часовой стрелке блока Индокитая вдоль системы разломов Красной реки было приписано транстенсиональным напряжениям в бассейне. [18] [19] Однако опускание бассейна предшествует первоначальным движениям вдоль системы разломов Красной реки. [20] [21] Это говорит о том, что более раннее расширение в бассейне Ингехай могло быть вызвано тем же тектоническим режимом, что и окружающие бассейны. Подобно близлежащему бассейну Цюндуннань, базальное миоценовое несогласие разделяет пострифтовые и синрифтовые последовательности в этом бассейне. Однако это несогласие является регионально диахронным из-за сдвиговых движений. [17] В пострифтовой последовательности бассейна был обнаружен природный газ, но углеводородный потенциал синрифтовой последовательности еще не доказан.

Ссылки

  1. ^ ab Клифт, PD; Лин, J. (2001). «Преимущественное расширение литосферы мантии под окраиной Южного Китая». Морская и нефтяная геология . 18 (8): 929– 945. doi :10.1016/S0264-8172(01)00037-X.
  2. ^ Тейлор, Б.; Хейс, Д. Э. (1980). «Тектоническая эволюция бассейна Южно-Китайского моря». Тектоническая и геологическая эволюция морей и островов Юго-Восточной Азии . С.  89–104 . doi :10.1029/GM023p0089. ISBN 978-0-87590-023-0.
  3. ^ Thies, K.; Mansor, A.; Hamdon, M.; Bishkel, R.; Boyer, J.; Tearpock, D. (2006). «Структурное и стратиграфическое развитие протяженных бассейнов: исследование случая глубоководного шельфа Саравака и северо-западного Сабаха в Малайзии» (PDF) . Search and Discovery 10103.
  4. ^ Fyhn, Michael BW; Boldreel, Lars O.; Nielsen, Lars H. (2009). «Геологическое развитие центральной и южной окраины Вьетнама: значение для образования Южно-Китайского моря, индокитайской тектоники и кайнозойского вулканизма». Тектонофизика . 460 ( 3–4 ): 83–93 . Bibcode : 2009Tectp.478..184F. doi : 10.1016/j.tecto.2009.08.002.
  5. ^ Hsu, Shu-Kun; Yeh, Yi-Ching; Doo, Wen-Bin; Tsai, Ching-Hui (2004). «Новые определения батиметрии и магнитных линий в самой северной части Южно-Китайского моря и их тектонические последствия». Морские геофизические исследования . 25 ( 1– 2): 29– 44. Bibcode :2004MarGR..25...29H. doi :10.1007/s11001-005-0731-7. S2CID  73718843.
  6. ^ ab Wang, Pinxian; Li, Qianyu (2009). Южно-Китайское море: палеоокеанография и седиментология . Springer Science & Business Media. ISBN 978-1-4020-9745-4.
  7. ^ abc Каллен, Эндрю; Римст, Пол; Хенстра, Гейс; Гоззард, Саймон; Рэй, Анандаруп (2010). «Рифтинг Южно-Китайского моря: новые перспективы». Petroleum Geoscience . 16 (3): 273– 282. doi :10.1144/1354-079309-908. S2CID  27168015.
  8. ^ Янь, Цюаньшу; Ши, Сюэфа; Лю, Цзихуа; Ван, Куньшань; Бу, Вэньруй (2010). «Петрология и геохимия мезозойских гранитных пород микроблока Наньша, Южно-Китайское море: ограничения на природу фундамента». Журнал азиатских наук о Земле . 37 (2): 130–139 . Bibcode : 2010JAESc..37..130Y. doi : 10.1016/j.jseaes.2009.08.001.
  9. ^ Фуллер, Майк; Али, Джейсон Р.; Мосс, Стив Дж.; Фрост, Джина Мари; Рихтер, Брайан; Махфи, Ахмад (1999). «Палеомагнетизм Борнео». Журнал азиатских наук о Земле . 17 ( 1– 2): 3– 24. Bibcode : 1999JAESc..17....3F. doi : 10.1016/S0743-9547(98)00057-9. ISSN  1367-9120.
  10. ^ Хатчисон, CS; Бергман, SC; Свогэр, D.; Грейвс, JE (2000). «Миоценовый коллизионный пояс на севере Борнео, механизм подъема и изотатическая адаптация, количественно оцененные термохронологией». Журнал Геологического общества . 157 (4): 783– 793. Bibcode : 2000JGSoc.157..783H. doi : 10.1144/jgs.157.4.783. S2CID  131353015.
  11. ^ Холл, Р. (1997). «Реконструкции кайнозойской плиты юго-востока Айсы». Тектоническая эволюция Юго-Восточной Азии (106): 153–184 .
  12. ^ Холл, Р., Роберт (2002). «Кайнозойская геологическая и плитная тектоническая эволюция Юго-Восточной Азии и Юго-Западной части Тихого океана: компьютерные реконструкции, модели и анимации». Журнал азиатских наук о Земле . 20 (4): 353–431 . Bibcode : 2002JAESc..20..353H. doi : 10.1016/S1367-9120(01)00069-4.
  13. ^ Хигг, Р. (1999). «Гравитационные аномалии, история оседания и тектоническая эволюция бассейнов Малай и Пенью (на шельфе полуострова Малайзия)». Basin Research . 11 (3): 285–290 . Bibcode : 1999BasR...11..285H. doi : 10.1046/j.1365-2117.1999.00099.x. S2CID  130723667.
  14. ^ Gong, Z.; Li, S. (1997). «Анализ континентальной окраины бассейна и накопление углеводородов в северной части Южно-Китайского моря». China Sci. Press : 510.
  15. ^ abcd ZS Gong, LF Huang и PH Chen (2011) НЕОТЕКТОНИЧЕСКИЙ КОНТРОЛЬ НЕФТЯНЫХ СКОПЛЕНИЙ, ОФФШОРНЫЙ КИТАЙ, Журнал нефтяной геологии, т. 34(1), стр. 1-24
  16. ^ МакКЕНЗИ, Д.П. (1978) Некоторые замечания о развитии осадочных бассейнов. Earth and Planetary Science Letters, 40, 25–32.
  17. ^ ab FYHN, MBW, NIELSEN, LH, BOLDREEL, LO, THANG,LD, BOJESEN-KOEFOED, J., PETERSEN, H.I, HUYEN, NT, DUC, NA, DAU, NT, MATHIESEN, A., REID, I., HUONG, D., T., TUAN, HA, HIEN, LV, НЬЮТОФТ, Х.Т., и АБАТЦИС, И., 2009. Геологическая эволюция, региональные перспективы и углеводородный потенциал северо-западной части бассейна Фукхань, на шельфе Центрального Вьетнама. Морская Петрол Геол., 26, 1-24
  18. ^ CHEN, PH, CHEN, ZY и ZHANG, QM, 1993. Стратиграфия последовательностей и развитие континентальной окраины северо-западного шельфа Южно-Китайского моря. AAPG Bull., 77(5), 842-862
  19. ^ Rangin et al., 1995; RANGIN, C., KLEIN, M., ROQUES, D., LE PICHON, X. и TRONG LV, 1995. Система разломов Красной реки в Тонкинском заливе, Вьетнам. Тектонофизика, 243, 209–222.
  20. ^ GILLEY, LD, HARRISON, TM, LELOUP, PH, RYERSON, FJ, LOVERA, OM и WANG JH, 2003. Прямое датирование левосторонней деформации вдоль зоны сдвига Красной реки, Китай и Вьетнам. Jour. Geophys. Res., 108(B2), 1401-1421
  21. ^ ZHU, MH, GRAHAM, S. и McHARGUE, T., 2009. Зона разлома Красной реки в бассейне Ингехай, Южно-Китайское море. Тектонофизика, 476(3), 397-417
Взято с "https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Тектоника_Южно-Китайского_моря&oldid=1192008803"