Тектоника Южно-Китайского моря - Tectonics of the South China Sea

Бассейн Южно-Китайского моря - один из крупнейших краевые бассейны в Азии. Южно-Китайское море расположен к востоку от Вьетнам, к западу от Филиппины и Лусонский пролив, и к северу от Борнео. Тектонически его окружает Индокитайский блок на западе, Филиппинская морская плита на востоке, Блок Янцзы на север. А субдукция граница существует между Филиппинской морской плитой и Азиатской плитой. Формирование бассейна Южно-Китайского моря было тесно связано с столкновением Индийская тарелка и Евразийские плиты. Столкновение утолщало континентальную кору и изменило высоту рельефа от Гималайская орогенная зона до Южно-Китайского моря, особенно вокруг Тибетского нагорья. Расположение Южно-Китайского моря делает его продуктом нескольких тектонических событий. Все плиты вокруг бассейна Южно-Китайского моря с самого начала подвергались вращению по часовой стрелке, субдукции и процессу экструзии. Кайнозойский к Поздний миоцен.

Геологическую историю можно разделить на пять этапов 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 освоения Южно-Китайского моря бассейн развивался путем расширения с образованием двух пассивных окраин. По общему мнению, расширение распространялось с северо-востока на юго-запад, хотя некоторые эксперты утверждают, что юго-западный бассейн на самом деле старше. Рифтинг и множественные грабенс начата около 55 млн лет назад,[1] на основе сейсмических профилей на южном китайском шельфе. Рифт усилился около 50 млн лет назад из-за столкновения Индийской и Евразийской плит.

Две разные модели того, как инициировалось расширение, были предложены Ван (2009) и Калленом (2010).

Модель Вана для рифтинга Южно-Китайского моря предлагает другую область развития рифтов. Северная и северо-восточная части Южно-Китайского моря сформировали свои разломы ранее в Палеоцен.[2] Южная и юго-западная части Южно-Китайского моря показали более поздний рифтинг вокруг эоцен или позже. Разница в рифтинге и временном промежутке между северо-восточным и юго-западным регионами указывает на то, что Южно-Китайское море не является геологически однородной областью, и его литосфера может быть разделена на две области: юго-запад и северо-восток в соответствии с ее тектонической эволюцией. Причины этих различий в стадии рифтогенеза могут быть разными, например, влияние разных плит и разное распределение плюмов под земной корой. В Красная река Считалось, что разлом вдоль западной границы Южно-Китайского моря влияет на рифтогенез в южных и юго-западных регионах. Сдвиговые разломы.

Каллен указал, что Южно-Китайское море Рифтинг бассейна можно проследить до позднего мелового периода, а расширение завершилось двумя эпизодами в кайнозое. Первый эпизод продления произошел в Ранний палеоцен и получил широкое распространение. Первая рифтовая система располагалась в основном в Опасная земля (Юго-восток Южно-Китайского моря [3] и в бассейне Пху Кхань на шельфе центрального Вьетнама. Предполагается, что натяжение плит между Филиппинами и Южной Азией является основной силой, которая привела к расширению Опасных земель и других частей Южно-Китайского моря на этой начальной стадии.[4] Более поздний эпизод расширения появился из поздний эоцен к Ранний миоцен и распространилась на юго-запад. Во время второй стадии растяжения корка истончилась и, наконец, разрушилась.[1]

Распространение морского дна

Распространение морского дна можно обсудить с помощью линий магнитных аномалий и распределения двух типов гранита. Теоретически распространение морского дна должно следовать за фазой разлома во время раскрытия бассейна. Однако континентальный рифтинг и спрединг морского дна перекрываются примерно на 5 млн лет. в раннем миоцене. Например, когда северо-восточная область находилась в стадии спрединга морского дна, в юго-западной части продолжался рифтинг.

Реконструкция распространения морского дна после рифтинга происходит из-за магнитных аномалий. Нет единого мнения о точном времени, когда морское дно начало расширяться. Brais et al. (1993) предположили, что морское дно расширялось между 30 и 16 млн лет. Однако новые доказательства, которые были обнаружены в районе Лусонского пролива, показывают, что возраст распространения мог составлять 37 млн ​​лет.[5] Весь процесс распространения морского дна можно разделить на две части: распространение на северо-востоке и распространение на юго-западе.[6][7]

  • Во время процесса спрединга на морском дне три эпизода спрединга были классифицированы на основе магнитных аномалий. Центр спрединга морского дна подскакивает трижды: 25,5 млн лет, 24,7 млн ​​лет и 20,5 млн лет.[7] Эти скачки считаются границами трех эпизодов расширения морского дна, которые сдвинули расширение на юг от его исходного положения во впадине Сиша. На рис. 4 показана траектория центра растекания морского дна.
    • От 37 до 25,5 млн лет. Более старые магнитные аномалии 14-16 возникли на северо-востоке Южно-Китайского моря, в проливе Лусон, а более молодые (аномалии 11-7) расположены в центральной и западной части бассейна. Это распределение указывает на то, что во время первого эпизода расширения морского дна хребет перемещался с востока на запад. В конце первого этапа гребень перескочил на 50 км с севера на юг, и параллельно старому гребню образовался новый центр (рис. 4).
    • От 25,5 млн до 24,7 млн ​​лет. Второй, более крупный скачок произошел в конце этой серии. Линейности магнитных аномалий составляют от 7 до 6B.[требуется разъяснение ] во время этого эпизода.
    • От 24,7 до 20,5 млн лет. Третий прыжок с гребня продвинулся дальше в юго-западном направлении. Геометрия бассейна Южно-Китайского моря через 20,5 млн лет аналогична современной форме. Гребень после этого перестал прыгать. Спустя 20,5 млн лет спрединг морского дна переместился в юго-западную часть Южно-Китайского моря, где закончился около 16–17 млн ​​лет.
  • Помимо магнитных аномалий, распределение магматических пород также может быть потенциальным свидетельством для определения времени распространения морского дна.

Анализ петрология из нескольких микроблоки в Южно-Китайском море были выполнены Яном.[8] Были классифицированы два типа гранитов. Они есть тоналитовый гранит и монцогранит. Тоналитовый гранит содержит более высокое содержание Ti, Al, Fe, Mg, Ca, Na и P, меньше Si и K, и может быть получен в результате плавления мантии и коры нижнего докембрия. Однако было обнаружено, что монцогранит образовался в результате плавления земной коры. Таким образом, присутствие монцогранита указывает на расширение Южно-Китайского моря. литосфера. Изменение соотношения этих двух категорий гранитов, вместе с их следами и составами основных элементов, а также петрология также показывают изменяющийся характер истории распространения морского дна в кайнозое.

Тектонические модели распространения морского дна

Существуют три основные модели, которые пытаются объяснить, как открытие и формирование Южно-Китайского моря происходило в течение длительных периодов геологического времени. Это модель столкновения-экструзии, модель субдукции-столкновения и гибридная модель.

Модель столкновения-выдавливания

Модель столкновения-экструзии утверждает, что открытие бассейна Южно-Китайского моря связано с столкновением Индийской плиты и Евразийская плита. В Борнео и Индокитай пластины по-прежнему рассматриваются как единый блок и прикреплены друг к другу. Когда Индия столкнулась с Евразией, часть континента отодвинулась на юго-восток. Некоторые газеты также называют это «бегством с континента». Эта модель утверждает, что распространение морского дна было вызвано толчком в результате столкновения на западе. В результате образовался сдвиг. В г. левый боковой часть этого сдвигового разлома. Растекание морского дна прекратилось с прекращением экструзии. Из-за расширения морского дна блок Борнео претерпел вращение. Хотя эта модель объясняет геометрические изменения бассейна Южно-Китайского моря во время его тектонической эволюции, она все еще остается расплывчатой ​​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 надвигов в юго-восточной части бассейна Южно-Китайского моря.

Модель субдукции-столкновения

Модель субдукции показывает, что открытие Южно-Китайского моря было вызвано вытягиванием плиты в результате субдукции океанической плиты прото-Южно-Китайского моря к югу под Борнео. Существование орогенеза Сабаха поддерживает эту субдукцию.[10] Субдукция начинается в палеоцене и заканчивается в раннем миоцене.[11] Недостатком этой модели является то, что она не может объяснить изменения осей спрединга на морском дне во время расширения бассейна Южно-Китайского моря или вращения Борнео.[7]

Гибридная модель

Гибридную модель можно рассматривать как смесь модели столкновения-экструзии и модели субдукции-столкновения. Некоторые элементы не попадают в модель столкновения-экструзии, например, вращение Борнео, однако считалось, что экструзия также сопровождается субдукцией. Зона субдукции переместилась 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 между Австралийской и Азиатской плитами вызвало вращение Борнео и закрытие на южной границе Южно-Китайского моря.
  • Пять меньших столкновений с утолщение коры произошла и сыграла значительную роль в блокировании морской путь между Индонезия и Тихий океан.[12]
  • Столкновение между дугой Лусона и материковой Азией привело к подъему Тайвань. Эта коллизия перемещается на запад с миоцена. При столкновении плит активизировались вулканы. Wang et al. (2000) сообщили о трех слоях вулканического пепла с концентрацией около 10, 6 и 2 млн. Лет в Южно-Китайском море, связанных с столкновениями и субдукционными событиями на востоке, которые произошли после распространения морского дна.
  • Лусонский пролив открылся с подъемом Тайваня. Изменение глубины морской воды в проливе Лусон вызвало более эрозионные и холодные донные течения из западной части Тихого океана, которые растворили карбонат ниже пролива Лусон. Открытие Лусонского пролива ознаменовало начало бассейна Южно-Китайского моря как полузамкнутого бассейна.[6]

Опускание Южно-Китайского моря

По мере того, как рифтинг, распространение морского дна и столкновения обрабатывались, в Южно-Китайском море также происходило проседание. В связи с уникальным расположением Южно-Китайского моря в кайнозое, с зоной субдукции на восточной стороне, зоной сдвига Красной реки на западе и переходом спредингового хребта на юг, развивались различные, но в основном разломы растяжения, которые вызывали проседание, образующее бассейн. В Южно-Китайском море обнаружены как опускание, связанное с рифтом, так и пострифтовое термальное опускание.

  • В восточном районе бассейн преддуги образовался при субдукции Южно-Китайского моря под плиту Филиппинского моря. Палаван и Бассейны Тайсинань являются типичными примерами этого типа проседания.
  • В западной части несколько сдвиговые разломы и нормальные неисправности вызвало проседание, вызванное зоной сдвига Красной реки. Бассейн Ингэхай который имеет самый толстый слой наносов (14 км), разработанный в этом районе.
  • В южном районе за счет рифтогенеза образовались сбросы. Однако некоторые бассейны в этой области имеют две части в истории оседания, такие как Малайский бассейн и Бассейн Пэню. Этапы разделены региональной инверсией в миоцене ~ 16 млн лет. Эта инверсия разделила погружение на син-рифтовый и пост-рифтовый этапы вместо непрерывного процесса погружения.[13]

Также было изменение скорости погружения в Южно-Китайском море на 25 и 5 млн лет.[14] На 25 млн. Лет назад спрединговый хребет прыгнул с юго-запада и вызвал термическое погружение и морскую трансгрессию в северной части Южно-Китайского моря, когда началось термическое погружение. Изменение скорости на 5 млн лет произошло с опусканием в восточной зоне, и скорость увеличилась из-за столкновения дуги Лусона в районе современного Тайваня. После 5 млн лет назад в северо-западной части бассейна, в бассейне Ингэхай, наблюдается повторное опускание, вызванное изменением движения на разломе Ред-Ривер.

использованная литература

  1. ^ а б Clift, P.D .; Лин, Дж. (2001). «Преимущественное расширение литосферы мантии под окраиной Южного Китая». Морская и нефтяная геология. 18 (8): 929–945. Дои:10.1016 / S0264-8172 (01) 00037-X.
  2. ^ Taylor, B .; Hayes, D.E. (1980). «Тектоническая эволюция бассейна Южно-Китайского моря». Тектоническая и геологическая эволюция морей и островов Юго-Восточной Азии. С. 89–104. Дои:10.1029 / GM023p0089. ISBN  978-0-87590-023-0.
  3. ^ Тис, К., Мансор, А., Хамдон, М., Бишкель, Р., Бойер, Дж., Тирпок, Д. (2005). «Структурное и стратиграфическое развитие протяженных бассейнов: тематическое исследование на шельфе глубоководного Саравака и северо-западного Сабаха Малайзии» (PDF). Американская ассоциация геологов-нефтяников: Калгари.CS1 maint: несколько имен: список авторов (ссылка на сайт)
  4. ^ Файн, Майкл Б.В.; Boldreel, Lars O .; Нильсен, Ларс Х. (2009). «Геологическое развитие центральной и южной окраин Вьетнама: последствия для создания Южно-Китайского моря, тектоники отступления Индокитая и кайнозойского вулканизма». Тектонофизика. 460 (3–4): 83–93. Bibcode:2009Tectp.478..184F. Дои:10.1016 / j.tecto.2009.08.002.
  5. ^ Hsu S.K., Yeh Y.C., Doo W.B., Tsai C.H. (2004). «Новые определения батиметрии и магнитных линий на севере и самом севере Южно-Китайского моря и их тектонические последствия». Морская геофизика (25): 29–44.CS1 maint: несколько имен: список авторов (ссылка на сайт)
  6. ^ а б Ван, Пинсянь; Ли, Цяньюй (2009). Южно-Китайское море: палеокеанография и седиментология. Springer Science & Business Media. ISBN  978-1-4020-9745-4.
  7. ^ а б c Каллен, Эндрю., Ремст, Пол., Хенстра, Гийс., Гоззард, Саймон. (2010). «Рифтинг Южно-Китайского моря: новые перспективы». Нефтяная геонаука. 16 (3): 273–382. Дои:10.1144/1354-079309-908.CS1 maint: несколько имен: список авторов (ссылка на сайт)
  8. ^ Янь, Цюаньшу., Ши, Сюэфа., Лю, Цзихуа., Ван, Куньшань., Бу, Венжуй .; Ши, Сюэфа; Лю, Цзихуа; Ван, Куньшань; Бу, Венруи (2010). «Петрология и геохимия мезозойских гранитных пород микроблока Наньша Южно-Китайского моря: ограничения на природу фундамента». Журнал азиатских наук о Земле. 37 (2): 130–139. Bibcode:2010JAESc..37..130Y. Дои:10.1016 / j.jseaes.2009.08.001.CS1 maint: несколько имен: список авторов (ссылка на сайт)
  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. Дои:10.1016 / S0743-9547 (98) 00057-9. ISSN  1367-9120.
  10. ^ Хатчисон, С.С., Бергман, С.С., Сваугер, Д., Грейвс, Дж. Э. (2000). «Коллизионный пояс миоцена на севере Борнео, механизм поднятия и изотатическая регулировка, количественно оцененные термохронологией». Журнал геологического общества. 157 (4): 783–793. Bibcode:2000JGSoc.157..783H. Дои:10.1144 / jgs.157.4.783.CS1 maint: несколько имен: список авторов (ссылка на сайт)
  11. ^ Холл Р. (1997). «Реконструкции кайнозойских плит ГП Айса». Тектоническая эволюция Юго-Восточной Азии (106): 153–184.
  12. ^ Холл, Р., Роберт (2002). «Кайнозойская геологическая и тектоническая эволюция плит Юго-Восточной Азии и Юго-Западной части Тихого океана: компьютерные реконструкции, модели и анимация». Журнал азиатских наук о Земле. 20 (4): 353–431. Bibcode:2002JAESc..20..353H. Дои:10.1016 / S1367-9120 (01) 00069-4.
  13. ^ Хигг, Р. (1999). «Гравитационные аномалии, история проседания и тектоническая эволюция бассейнов Малай и Пенью (прибрежный полуостров Малайзия)». Бассейновые исследования. 11 (3): 285–290. Bibcode:1999BasR ... 11..285H. Дои:10.1046 / j.1365-2117.1999.00099.x.
  14. ^ Гонг З. и Ли С. (1997). «Анализ континентальной окраины бассейна и накопление углеводородов в северной части Южно-Китайского моря». China Sci. Нажмите: 510.CS1 maint: несколько имен: список авторов (ссылка на сайт)