Бассейн Южно-Китайского моря - один из крупнейших окраинных бассейнов Азии. Южно-Китайское море расположено к востоку от Вьетнама , к западу от Филиппин и пролива Лусон и к северу от Борнео . Тектонически он окружен блоком Индокитай на западе, плитой Филиппинского моря на востоке и блоком Янцзы на севере. Субдукции граница существует между Тарелка Филиппины море и азиатскую плиту. Формирование бассейна Южно-Китайского моря было тесно связано с столкновением Индийской и Евразийской плит.. Столкновение утолщило континентальную кору и изменило высоту рельефа с Гималайской орогенной зоны на Южно-Китайское море, 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 процессу экструзии с раннего кайнозоя до позднего миоцена .
В геологической истории можно выделить пять этапов тектонической эволюции. (1) развитие рифтовой системы (2) распространение морского дна, (3) опускание Южно-Китайского моря, (4) закрытие бассейна Южно-Китайского моря и (5) поднятие Тайваня.
Разработка 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. Рифт и множественные грабены возникли около 55 млн лет [1] на основе сейсмических профилей на южном китайском шельфе. Рифтинг усилился около 50 млн лет назад из-за столкновения Индийской и Евразийской плит.
Две разные модели инициирования расширения были предложены Ван (2009) и Калленом (2010).
Модель Вана для рифтинга Южно-Китайского моря предлагает другую область развития рифта. Ранее в палеоцене северная и северо-восточная части Южно-Китайского моря образовали свои разломы . [2] В южной и юго-западной частях Южно-Китайского моря произошел рифтинг в районе эоцена или позже. Разница в рифтинге и временном промежутке между северо-восточными и юго-западными 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. Red River Fault вдоль западной границы Южно - Китайского моря , как полагают , влияют на рифтогенеза на юге и юго - западных районах. Сдвиговые разломы .
Каллен указал, что рифтогенез в бассейне Южно-Китайского моря можно проследить до конца мелового периода, а расширение завершилось двумя эпизодами в течение кайнозоя. Первый эпизод расширения произошел в раннем палеоцене и получил широкое распространение. Первая рифтовая система была расположена в основном на Опасной земле (юго-восток Южно-Китайского моря [3] и в бассейне Фу Кхань на шельфе центрального Вьетнама. Предполагается, что натяжение плит между Филиппинами и Южной Азией было основной силой, которая стимулировала расширение Опасных земель и других частей Южно-Китайского моря на этой начальной стадии. [4] Более поздний эпизод расширения проявился с позднего эоцена до раннего миоцена и распространился на юго-запад. Во время второй стадии расширения кора была утончена и, наконец, пережили разрыв. [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 распространение морского дна перекрываются примерно на 5 млн лет назад 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 назад. Однако новые свидетельства, обнаруженные 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]
- В процессе 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 первоначального 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. Линии магнитных аномалий колеблются от 7 до 6B [ требуется уточнение ] 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 после 20,5 млн лет похожа на нынешнюю форму. 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.
- В дополнение к магнитным аномалиям, распределение магматических пород также может быть потенциальным свидетельством для определения времени распространения морского дна.
Янь провел анализ петрологии нескольких микроблоков Южно-Китайского моря. [8] Были классифицированы два типа гранитов. Это 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 литосферы Южно-Китайского моря . Изменение соотношения этих двух категорий гранитов, вместе с их составами следовых и 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 и Евразийской плит . Борнео и Индокитай пластины по - прежнему рассматривать 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 от столкновения на западе. В результате образовался сдвиг. В левой боковой части сдвигового разлома зародился спрединговый гребень . 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 распространения 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 подпадают под 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 южной границы Южно-Китайского моря.
- Произошло пять более мелких столкновений с утолщением коры, которые сыграли значительную роль в блокировании морского пути между Индонезией и Тихим океаном. [12]
- Столкновение Лусонской дуги и материковой части Азии привело к подъему Тайваня . Это столкновение перемещается на запад с миоцена. При столкновении плит активизировались вулканы. Wang et al. (2000) сообщили о трех слоях вулканического пепла, сконцентрированных около 10 млн. Лет, 6 млн. Лет и 2 млн. Лет в Южно-Китайском море, связанных с столкновениями и событиями субдукции на востоке, которые произошли после распространения морского дна.
- Лусонский пролив открылся поднятием 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 скачком 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, в носовой дуге бассейн был сформирован с субдукцией Южно - Китайского моря под пластиной Филиппинского моря. Бассейны Палаван и Тайсинан являются типичными примерами этого типа проседания.
- В западной части, несколько сдвигов и сбросы причина просадки , вызванной зоной Красной реки сдвига. Бассейн Ингэхай, который имеет самый толстый слой наносов (14 км), развит в этой области.
- В южном районе за счет рифтогенеза образовались сбросы. Однако некоторые бассейны в этой области имеют две части в своей истории опускания, такие как Малайский бассейн и бассейн Пэнью . Этапы разделены региональной инверсией в миоцене ~ 16 млн лет. Эта инверсия разделила погружение на син-рифтовую и пост-рифтовую стадии вместо непрерывного процесса погружения. [13]
Также произошло 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 Лусонской дуги 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.
Рекомендации
- ^ а б Клифт, PD; Лин, Дж. (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 .
- ^ Taylor, B .; Hayes, DE (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.
- ^ 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 )
- ^ Файн, Майкл Б.В.; Boldreel, Lars O .; Нильсен, Ларс Х. (2009). «Геологическое развитие центральной и южной окраин Вьетнама: значение для создания Южно-Китайского моря, тектоники отступления Индокитая и кайнозойского вулканизма». Тектонофизика . 460 (3–4): 83–93. Bibcode : 2009Tectp.478..184F . DOI : 10.1016 / j.tecto.2009.08.002 .
- ^ Сюй СК, Йе Й.С., Ду В.Б., Цай СН (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 )
- ^ а б Ван, Пинсянь; Ли, Цяньюй (2009). Южно-Китайское море: палеокеанография и седиментология . Springer Science & Business Media. ISBN 978-1-4020-9745-4.
- ^ а б в Каллен, Эндрю, Ремст, Пол, Хенстра, Гийс, Гоззард, Саймон. (2010). «Рифтинг Южно-Китайского моря: новые перспективы» . Нефтяная геонаука . 16 (3): 273–382. DOI : 10.1144 / 1354-079309-908 .CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
- ^ 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 . DOI : 10.1016 / j.jseaes.2009.08.001 .CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
- ^ 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 .
- ^ Хатчисон, К.С., Бергман, С.К., 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 . DOI : 10,1144 / jgs.157.4.783 .CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
- ^ Холл, Р. (1997). «Реконструкции кайнозойских плит ГП Айса». Тектоническая эволюция Юго-Восточной Азии (106): 153–184.
- ^ 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 . DOI : 10.1016 / S1367-9120 (01) 00069-4 .
- ^ 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 . DOI : 10.1046 / j.1365-2117.1999.00099.x .
- ^ З. Гонг и С. Ли (1997). «Анализ континентальной окраины бассейна и накопление углеводородов в северной части Южно-Китайского моря». China Sci. Пресс : 510.CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )