Características estructurales mesozoicas y cenozoicas y su evolución

1. Divisiones estructurales mesozoicas y cenozoicas y características del tramo

Las principales unidades geotectónicas del norte de Xinjiang se formaron al final del movimiento varisco. Desde el Mesozoico y el Cenozoico, este entorno geotectónico especial situado entre la Meseta de Mongolia y la Meseta Tibetana se ha visto afectado por movimientos tectónicos en direcciones norte y sur, y se ha convertido en una zona típica de orogenia intraplaca y actividad tectónica. De acuerdo con la ubicación geotectónica de la sección, la sedimentación Mesozoica y Cenozoica, las estructuras Mesozoicas y Cenozoicas, especialmente las actividades neotectónicas, y las características estructurales del basamento, la sección se divide en las siguientes unidades estructurales (Tabla 2-2; Figura 2-2).

Tabla 2-2 Divisiones estructurales mesozoicas y cenozoicas de la sección geológica Shaya-Khanas

(1) Bloque de levantamiento de Altai (I)

Ubicado en la sección El extremo norte se compone principalmente del antiguo Mesozoico, y el relieve es un área de elevación alpina escalonada. La tendencia general es NO y la altitud principal está por encima de los 3000-4000 m (Figura 2-3). Su sur está delimitado por la falla de piedemonte de la montaña Altai y adyacente al macizo de inclinación de Junggar. El moderno paisaje de levantamiento de Altai se desarrolló y formó gradualmente sobre la base del cinturón plegado varisco a través del levantamiento de bloques de fallas estructurales de múltiples etapas desde el Mesozoico y el Cenozoico, así como los correspondientes procesos de aplanamiento de erosión de múltiples ciclos y múltiples etapas. Según la investigación de la superficie de plantación (Wang Shuji, 1998), después de la orogenia varisca, las montañas de Altai y las áreas adyacentes experimentaron un levantamiento general, pero hubo intermitencias, es decir, durante el Pérmico tardío y el Jurásico temprano temprano y el Jurásico hubo denudación y aplanamiento. desde finales del Cretácico hasta principios del Cretácico y desde finales del Cretácico hasta el Oligoceno. A principios del Oligoceno, la superficie de la paleoplanación volvió a experimentar un levantamiento regional. Se produjeron actividades sucesivas a lo largo de las fallas con tendencia NO y casi con tendencia EW en el piedemonte de Altai y en las cuencas entre montañas. En este momento, el levantamiento no fue muy grande. . El Terciario Superior (Neógeno) volvió a entrar en un período de calma tectónica. Desde finales del Plioceno hasta el Pleistoceno temprano, los movimientos tectónicos ya no se caracterizaron por el levantamiento en forma de cúpula de la base del pliegue Paleozoico. En este momento, la resurrección de los bloques de fallas del basamento Paleozoico comenzó a desempeñar un papel dominante, y muchos. viejas fallas fueron resucitadas, mostrando diferencias obvias. Movimiento de elevación. Desde el Pleistoceno medio, las montañas de Altai se han elevado fuertemente, y las partículas de sedimento en el piedemonte y las cuencas entre montañas se han vuelto más gruesas y la tasa de acumulación ha aumentado. En este momento, el levantamiento del borde sur de las montañas de Altai fue entre 1100. y 2200 m (Shen Jun, 1998). Debido a la actividad simultánea de fallas con tendencia NWW y fallas con tendencia NNW, el movimiento diferencial entre los bloques de fallas locales es muy obvio, lo que resulta en la compleja geomorfología de las montañas de Altai.

Figura 2-2 Un bosquejo de las divisiones tectónicas mesozoicas y cenozoicas de la sección geológica Altai-Tianshan de Xinjiang

Figura 2-3 Un mapa geomorfológico tridimensional de la sección geológica

(2) El Área del Bloque Inclinable de Junggar (II)

Tectónicamente, se encuentra en la parte oriental de la Placa Kazajstán-Junggar, con el Macizo Siberiano al norte. Desde que el norte de Xinjiang entró en la etapa de evolución intraplaca al final de la Era Paleozoica, la actividad tectónica ha estado dominada por ajustes entre bloques continentales. La colisión de la placa india y la placa euroasiática afecta a la parte sur de la zona a través de las montañas Tarim y Tianshan. La acreción del continente asiático hacia el sur en la Era Mesozoica, el continuo empuje hacia el sur de la paleoplaca siberiana y el relativo empuje hacia el este de la placa de Europa del Este tuvieron un impacto muy importante en la región, formando una serie de placas con tendencia NO y NE. Empuje a gran escala sobre la falla traslacional. El ajuste isostático de la corteza terrestre hizo que el macizo terrestre original descendiera para formar la base de la cuenca, y el cinturón orogénico se elevó en montañas. En general, experimentó altibajos desiguales y movimientos de bloques de fallas, formando un relieve moderno en el que se encuentra el centro. parte se elevó (cordillera de la cuenca occidental de Junggar) y el patrón de los lados norte y sur se hundió (Figura 2-3). Esta área incluye tres unidades estructurales: la cuenca de falla Zhaisang-Burqin (II1), la cuenca de West Junggar y el área del bloque de falla de rango (II2) y el área de subsidencia de la cuenca de Junggar (II3).

Cuenca de la falla de Zaisang-Burqin (II1): Está situada entre la falla del Piamonte de la montaña de Altai y la falla del río Irtysh, con zonas de lecho rocoso paleozoico en sus lados norte y sur. Desde que se cerró el geosinclinal al final del Paleozoico, el cuerpo principal de esta zona se encuentra en estado de levantamiento. Recibió sedimentación al final del Cretácico. Hubo sedimentos en el Terciario (Paleógeno) y Cuaternario. La mayor parte de la superficie actual es la falda aluvial-diluvial de las montañas de Altai, y los depósitos aluvial-diluviales se distribuyen a lo largo del río. Desde el Pleistoceno medio, ha mostrado un levantamiento regional y un movimiento de inclinación hacia el oeste. El centro de subsidencia de esta cuenca del rift se encuentra en el área de Zhaisangbo fuera del país, con un espesor total de sedimentos mesozoicos y cenozoicos de hasta 3500 m. El área de Burqin por donde pasa la sección es principalmente de sedimentos cenozoicos, con un espesor de 1000-1500 m (Wang. Wuyan et al., 1997), (Figura 2-4).

Área del bloque de falla de la cordillera y cuenca occidental de Junggar (II2): esta área está delimitada por la falla del río Irtysh en el norte y la falla Ke-Wu en el borde noroeste de la cuenca de Junggar en el sur. Desde el Pérmico Inferior hasta el Mesozoico, a excepción de algunas cuencas de rift, el área estuvo básicamente en un estado de erosión ascendente. El Pérmico Superior y el Mesozoico faltaron en la mayoría de las áreas. Se depositó en el biozoico y estuvo en contacto discordante con el. Carbonífero. Desde el movimiento del Himalaya, bajo la influencia del campo de tensión tectónico regional casi norte-sur, el movimiento tectónico en esta área ha sido más débil que el de las montañas Altai en el norte y las montañas Tianshan en el sur. reactivación de fallas y movimiento de levantamiento de bloques de fallas, formando un movimiento tectónico que se alterna de norte a sur. Sistemas montañosos elevados como Kesentau, Montaña Savur, Montaña Semistai-Algati y Montaña Zaire, así como el valle de la falla de Tost, el valle de la falla de Buxel. , Baiyanghe-Heshtoluo Cubre las depresiones mesozoicas y cenozoicas, como la cuenca de falla y la etapa de falla Karamay-Urho. A juzgar por las características sedimentarias, estas depresiones se formaron en el Pérmico Superior, Triásico y Jurásico de sur a norte. Desde el Cenozoico, las depresiones han seguido expandiéndose, y el espesor del Mesozoico y Cenozoico también se ha adelgazado de sur a norte. . tendencia (Figura 2-4). Los sistemas Mesozoico y Terciario (Paleógeno y Neógeno) en la depresión son principalmente lechos rojos clásticos gruesos fluviales y lacustres, mientras que el sistema Cuaternario está formado principalmente por depósitos aluviales y eólicos.

Área de hundimiento de la cuenca de Zunggar (II3): La actual cuenca de Junggar se desarrolló a partir del antiguo océano de Junggar. En el Pérmico Temprano, todo el norte de Xinjiang se encontraba en la etapa final de orogenia a gran escala, y la corteza pasó gradualmente de una actividad intensa a una estabilidad. En ese momento, las montañas Tianshan y las montañas Altai en los márgenes norte y sur de Junggar estaban. se elevó en montañas, y la cuenca de Junggar estaba en la etapa de interacción tierra-mar. El sistema Pérmico La sedimentación se caracteriza por llenado y llenado, y los centros de depósito se encuentran principalmente en Mahu Sag y el piedemonte de la montaña Bogda al este de Urumqi. El Triásico básicamente heredó el patrón estructural del final del Pérmico. La cuenca de Junggar estuvo dominada por la sedimentación general y, combinada con la cuenca entre montañas en su norte, entró en una etapa de desarrollo de depresión bajo un sistema de desarrollo unificado de la cuenca Pan-Junggar. En esta época, la sedimentación se vio afectada principalmente por el efecto de equilibrio de la gravedad (Wu Qingfu, 1986; Wu Zhizhong, 1986), el centro de depósito se encuentra todavía en la Depresión de Mahu y frente a la Montaña Bogda, con un espesor de . 2500-3000 m (Figura 2-5). El depocentro de la Cuenca Jurásica de Junggar estaba ubicado en la depresión del piedemonte de Tianshan, la depresión de Mahu y la depresión de Ulungu en el norte. Debido al movimiento de Yanshan, la compresión desde el sur aumentó y la sedimentación mostró diferencias entre el norte y el sur, es decir, más espesa en el sur y más delgada en el norte. En la depresión del piedemonte de Urumqi, el espesor puede alcanzar más. de 4000 m. La cuenca estaba compuesta por depósitos de facies de lagos poco profundos en el Cretácico Inferior, y el alcance deposicional se expandió en comparación con el Jurásico, afectando algunas depresiones montañosas alrededor de la cuenca del lago. El clima en el Cretácico Superior era seco y el ambiente sedimentario no era tan estable. como el del Cretácico Inferior, pero básicamente mantuvo la extensión deposicional del Cretácico Inferior. El centro de depósito del Cretácico se encontraba al sur del vientre de la cuenca, con un espesor máximo de más de 3000 m. En el Terciario temprano (Paleógeno), el frente de la montaña Altai y la parte norte de la depresión de Ulungu comenzaron a recibir sedimentación y pasaron a formar parte de la cuenca de Junggar. La cuenca continuó hundiéndose de manera constante y el depocentro se trasladó al área de Wusu en el oeste. , y el espesor sedimentario del Sistema Terciario Inferior (Paleógeno) alcanza más de 3000 m. El Período Terciario Tardío (Período Neógeno) aún mantuvo las características sedimentarias del Período Terciario Temprano (Período Paleógeno), que eran profundas en el sur y poco profundas en el norte. El centro de depósito estaba en el área de Wusu-Dushanzi, con un espesor total. de más de 4000 m, de los cuales el Plioceno medio tiene unos 900 m de espesor y el Plioceno tiene más de 3000 m de espesor. Desde que entró en el Cuaternario, debido a los dramáticos cambios climáticos causados ​​por los movimientos neotectónicos, la depresión del piedemonte en el borde sur de la cuenca de Junggar se caracteriza por gruesas capas de grava aluvial al pie de las estribaciones, y el depocentro se ha trasladado al área de Sikeshu en el oeste. El espesor puede alcanzar los 2000 m. En el centro de la cuenca, el tamaño del grano del sedimento se vuelve más fino, la estructura es compleja, los tipos de origen son diversos y el espesor es de 300 a 500 m.

Figura 2-4 Espesor mesozoico y cenozoico en el área del bloque de falla de la cuenca y cordillera de Junggar en el oeste de Xinjiang

Basado en la forma estructural del basamento y las estructuras mesozoicas y cenozoicas y Durante la evolución sedimentaria, la cuenca de Junggar se puede dividir en cuencas estables. Hay dos unidades estructurales de tercer nivel: el área de subsidencia y la depresión del piedemonte de Urumqi.

Figura 2-5 Distribución del espesor sedimentario mesozoico y cenozoico en la cuenca de Junggar

Área de subsidencia del centro de la cuenca: esta área está delimitada por la falla Ke-Wu en el noroeste y en el oeste de Junggar. El área del bloque de falla de cuenca y cresta (Ⅱ2) está adyacente a la depresión del Piamonte de la montaña Urumqi en el sur por la falla oculta Kuitun-Manas-Khutubi en el norte. Sobre la base del basamento pre-Mesozoico, en el Mesozoico y Cenozoico, el movimiento diferencial tectónico y la actividad de fallas en el área fueron débiles, y el área generalmente se encontraba en un estado de hundimiento, pero la amplitud del hundimiento fue mayor en el sur y más pequeña en el norte, formando una pendiente inclinada hacia el sur, y su borde sur fue el centro de hundimiento mesozoico de la cuenca durante generaciones.

Depresión del Piamonte de la montaña Urumqi: el límite norte es la falla oculta de Kuitun-Manas-Khutubi, y el límite sur es la falla del borde sur de Junggar y el área de elevación de Tianshan. El basamento premesozoico descendía hacia el norte en forma de escalón fallado. Desde la Era Mesozoica, la depresión ha seguido disminuyendo. Desde el Movimiento del Himalaya, la tasa de hundimiento estructural ha aumentado significativamente y continúa hasta el día de hoy (Figura 2-6). La parte más espesa de los sedimentos mesozoicos y cenozoicos se encuentra en la parte norte de la depresión desde el Pérmico hasta el Triásico Temprano y Medio, fue construida con melaza extremadamente espesa, y el centro de depósito estaba en el área de Fukang-Changji. el Triásico Tardío, fue una construcción estable de arena y lutita, con el depocentro cerca de Urumqi, una construcción que contenía carbón y petróleo en el Jurásico Temprano y Medio, una construcción roja en el Jurásico Tardío, y la depresión más profunda está al sur de Manas; Cretácico a Terciario (Paleógeno) y Neógeno) se construyeron principalmente a partir de facies lacustres y río-lacustres, con el centro de subsidencia en las áreas de Shawan y Anjihai. En el Terciario Tardío (Neógeno), la sedimentación más espesa se produjo en el área de Wusu; En el Cuaternario, se trataba principalmente de melaza. Después de la construcción, el centro de hundimiento se trasladó al oeste de Wusu. Desde la Era Mesozoica, especialmente la Era Cenozoica, el movimiento diferencial tectónico y el movimiento neotectónico han sido intensos, y el Mesozoico y el Cenozoico se han deformado fuertemente de sur a norte, de viejo a nuevo en la depresión, formando cuatro filas de activos. correas de plegado inverso, que todavía están en el estado de elevación de empuje.

Figura 2-6 Curva de subsidencia mesozoica y cenozoica en el margen sur de la cuenca de Junggar

(3) Bloque de levantamiento de Tianshan (III)

Es decir, En la moderna zona de elevación de Tianshan, el límite norte está separado de la cuenca de Junggar por la falla del margen sur de Junggar, y el límite sur de la cuenca de Tarim está delimitado por la falla de Korla. El antiguo sistema montañoso de Tianshan formado al final del movimiento varisco se convirtió en un área de elevación y denudación después de entrar en la Era Mesozoica. Desde el comienzo de la Era Mesozoica hasta el final del Período Terciario (Paleógeno y Neógeno), el movimiento de la corteza en el área de las Montañas Tianshan fue relativamente tranquilo. Las Montañas Tianshan elevadas sufrieron una fuerte erosión durante mucho tiempo y, finalmente, las Montañas Tianshan se convirtieron en. cuasi llanura, mientras que las depresiones de piedemonte y las montañas en los lados norte y sur. Las cuencas de depresión intermitente están en estado de hundimiento y reciben sedimentación continuamente, como la cuenca de depresión de la falla de Yili y la cuenca de Yuludus. Al final del Terciario tardío (Neógeno), especialmente el Plioceno y el Pleistoceno temprano, se produjo una orogenia muy fuerte, es decir, un movimiento neotectónico en el área de Tianshan. Muchas fallas grandes y antiguas resucitaron y se generaron muchas fallas nuevas. A lo largo de estas grandes fallas activas que son casi consistentes con la dirección de la montaña, se producen violentos movimientos diferenciales de levantamiento y hundimiento a lo largo de las montañas Tianshan, lo que resulta en un importante desplazamiento de bloques de fallas y deformación estructural, lo que resulta en la formación de un patrón de montañas de bloques de fallas alternas. y cuencas de fallas en las montañas Tianshan (Fig. 2-3). Por lo tanto, el área de Tianshan se puede dividir en tres unidades estructurales secundarias mesozoicas y cenozoicas: el área fuertemente elevada de Tianshan del norte (Ⅲ1), la cuenca central de Tianshan y el área del bloque de falla de cresta (Ⅲ2) y el área fuertemente elevada de Tianshan del sur (Ⅲ3) .

Área de fuerte levantamiento del norte de Tianshan (Ⅲ1): el límite norte es el margen sur de la falla de Junggar, y el límite sur es la falla del río Kashgar (falla de Nilek). Es un levantamiento largo con tendencia casi al este. Oeste. Se formó al final del Movimiento Varisco y fue básicamente nivelado en el Período Terciario Temprano (Paleógeno). Desde el Movimiento del Himalaya, se ha elevado fuertemente, formando una zona montañosa alta con la veta principal por encima de los 4000 m sobre el nivel del mar.

Cuenca central de Tianshan y área del bloque de falla de cresta (Ⅲ2): ubicada en medio de las montañas de Tianshan, su límite norte es la falla del río Kashgar y su límite sur es el borde sur de la cuenca de Yuludus. Desde los tiempos mesozoico y cenozoico, esta área ha estado dominada por el levantamiento, pero la amplitud del levantamiento es más débil que la de las montañas Tianshan del sur y del norte. El movimiento diferencial de los bloques de fallas delimitados por fallas activas durante este período provocó que algunos bloques de fallas descendieran a cuencas, como la Cuenca de Yili, las Cuencas Grande y Pequeña de Yuludus, etc., que recibieron parte de los sedimentos Mesozoicos y Cenozoicos. las montañas Tianshan en general Debido al fondo de elevación, los sedimentos mesozoicos y cenozoicos en la cuenca a través de la cual pasa la sección no son gruesos. Los bloques de falla alrededor de la cuenca se elevan intermitentemente hasta convertirse en montañas. Las cuencas de falla por las que pasa la sección son el borde oriental de la cuenca de la falla de Yili y la cuenca de la falla de Yuludus.

Zona fuertemente elevada del sur de Tianshan (III3): delimitada por el pie norte de las montañas Halke y la cuenca de la falla de Yuludus al norte, y limitada por la falla de Korla y la cuenca del Tarim al sur. Es un bulto largo en forma de franja que corre de este a oeste. Se formó al final del Movimiento Varisco y fue básicamente nivelado en el Período Terciario Temprano (Paleógeno). Desde el Movimiento del Himalaya, se ha elevado fuertemente, formando una zona montañosa alta con la veta principal por encima de los 4000 m sobre el nivel del mar.

(4) Área de hundimiento de la cuenca del Tarim (IV)

La vasta zona sedimentaria mesozoica y cenozoica al sur de la falla de Korla, que es el rango actual de la cuenca del Tarim. La cuenca del Tarim es una gran cuenca de cratones compuesta superpuesta (Jia Chengzao et al., 1995). El sistema sedimentario incluye dos conjuntos de sedimentos alternos marino-marinos-continentales del Pérmico inferior y el sistema continental del Pérmico superior, el máximo. El espesor residual de las rocas sedimentarias en la cuenca es de más de 15.000 metros, y el espesor sedimentario máximo acumulado es de más de 25.000 metros. Es la cuenca sedimentaria más grande de mi país.

La base de la cuenca es la serie de rocas metamórficas de profundidad media presiniana. La Cuenca del Tarim es el área central estable del Bloque Tarim. La placa Tarim era una placa continental a la deriva independiente del Paleozoico temprano. A finales del Paleozoico, chocó con la placa Kazajstán-Junggar y se convirtió en una, formando el antiguo sistema de pliegues de Tianshan. Pasa a formar parte de la zona de actividad de acreción del margen continental en el extremo sur de Eurasia. Su evolución estructural está controlada por las actividades del antiguo sistema de pliegues de Tianshan, y los cambios estructurales en la cuenca están estrechamente relacionados con el antiguo sistema de pliegues de Tianshan. Desde finales del Paleozoico tardío hasta el Mesozoico, la placa de Tarim estuvo controlada por el cinturón tectónico de Tetis. Cuando el bloque Qiangtang, la placa india, etc. chocaron con el continente euroasiático, el océano de Tetis se cerró y el Tarim se convirtió en un estable. bloque intracontinental y una cuenca montañosa hundida. La Era Cenozoica estuvo controlada principalmente por el cinturón tectónico del Himalaya. El tramo sólo cubre la parte norte de la cuenca al norte del río Tarim. Según la morfología del basamento y las características estructurales mesozoicas y cenozoicas, el área se divide en dos unidades estructurales secundarias: la depresión de Kuqa Piamonte (IV1) y el levantamiento de Tabei (IV2).

Depresión de Kuqa Piamonte (IV1): Situada en la parte norte de la cuenca del Tarim, limita con la falla de Korla y las montañas del sur de Tianshan, y al sur con la falla de Erbatai, con tendencia hacia el este. y la cuenca del Tarim. Los estratos expuestos en la depresión son el Pérmico Superior y el Mesozoico y Cenozoico. Entre ellos, el Mesozoico y Cenozoico son un conjunto de sedimentos clásticos continentales con un espesor de más de 8000m (Figura 2-7). secuencia relativamente completa. Tiene características sedimentarias de depresión de antepaís obvias (Tabla 2-3). Desde la Era Mesozoica, la depresión ha seguido disminuyendo. Desde el Movimiento del Himalaya, la tasa de hundimiento estructural ha aumentado significativamente y continúa hasta el día de hoy (Figura 2-8).

El centro de subsidencia se desplazó gradualmente hacia el sur en cada período del Mesozoico y Cenozoico. En el Cenozoico, la depresión de la línea Qiulitage fue la más profunda, formando un cuerpo en forma de cuña que es delgado en el norte y grueso en el. sur. La depresión es un cinturón de empuje de piedemonte fuertemente deformado. Los pliegues lineales, las fallas de empuje y las estructuras de napa están ampliamente desarrolladas en el Mesozoico y el Cenozoico. El ángulo de inclinación de la deformación estratigráfica puede incluso alcanzar casi 90 °. Estas estructuras de empuje son aproximadamente paralelas a la cuenca de Tianshan. En la sección sísmica también se pueden ver empujes direccionales y napa, el desarrollo de desprendimientos y estructuras de desprendimiento casi horizontales, las estructuras de las paredes superior e inferior obviamente no están coordinadas y la estructura profunda es extremadamente compleja. Dado que la sedimentación Cenozoica en la Depresión de Kuqa es básicamente continua, y el Sistema Cuaternario también está involucrado en la deformación tectónica, la Depresión de Kuqa es una estructura de depresión con hundimiento continuo en el Mesozoico y Cenozoico, acompañado de pliegues, levantamientos y empujes, y este tipo de actividad continúa hasta el momento.

Levantamiento Tabei (IV2): Situado al norte del río Tarim y al sur de la Depresión de Kuqa, se extiende en dirección NEE, y su límite norte es la Falla de Erbatai. El levantamiento de Tabei es un antiguo levantamiento enterrado en la depresión del antepaís del Mioceno-Plioceno. El Triásico cubre de manera discordante el Paleozoico y el Jurásico-Cretácico está ampliamente distribuido. El Sistema Terciario (Paleógeno y Neógeno) es el estrato más grueso del Levantamiento del Norte de Tabei, y el Mioceno-Plioceno puede tener hasta 4000 m de espesor. El período Varisco-Indosiniano tardío es el período Carbonífero-Triásico, que es el principal período de formación del Levantamiento de Tarim, la principal actividad de fallas y el principal período de generación tectónica local. Los principales eventos tectónicos incluyen la placa de Tarim y Kazajstán en el norte. el final del Carbonífero -La colisión final y fusión de la placa Junggar, la formación del antiguo cinturón plegado de Tianshan en el borde norte de la placa Tarim en el Pérmico, y el collage del bloque Qiangtang y el borde sur del. Placa Tarim al final del Triásico. Afectada por estos eventos tectónicos, el área del levantamiento de Tabei mostró una fuerte actividad tectónica. Mientras se desarrollaba el levantamiento de la falla, el levantamiento de Tabei se formó de manera uniforme. Desde el período Yanshaniense hasta principios del Himalaya, es decir, desde el Jurásico hasta el Terciario temprano (Paleógeno), el área de levantamiento de Tabei entró en la etapa de desarrollo estructural de subsidencia estable. El Jurásico, Cretácico y Terciario Inferior (Paleógeno) están ampliamente distribuidos en el área del Levantamiento de Tarbei. El Jurásico es principalmente un conjunto de lutitas lacustres de color gris oscuro, areniscas de color marrón rojizo, rojo púrpura y conglomerados arenosos con un espesor general de 300. -600 m; el Cretácico es un arenisca lacustre de color rojo púrpura, marrón rojizo, conglomerado arenoso y lutita, de 400-600 m de espesor; el Terciario Inferior (Paleógeno) es un conjunto de conglomerado arenoso, generalmente de más de cien metros de espesor;

Figura 2-7 Isopacas mesozoicas y cenozoicas a diferentes edades en la cuenca del Tarim (unidad: m)

Tabla 2-3 Subsidencia estructural de la depresión de Kuqa Piamonte desde el Cenozoico y Subsidencia tasa

Figura 2-8 Curva de subsidencia mesozoica de la depresión de Kuqa

La distribución del espesor a lo largo del Jurásico-Terciario Inferior (Paleógeno) es relativamente uniforme, con cambios generales No es grande, lo que refleja las características del período de estabilidad estructural. Además, la actividad de fallas del Jurásico-Terciario temprano fue débil, y solo se desarrollaron unas pocas fallas normales de Yanshan en el área central del levantamiento de Tarbei.

A finales del período del Himalaya, es decir, del Terciario tardío (Neógeno) al Cuaternario, el área del levantamiento de Tabei en su conjunto se hundió rápidamente y se convirtió en una parte importante de la depresión del antepaís de Kuqa. El levantamiento de Tabei pasó de ser una estructura de levantamiento a largo plazo. en uno enterrado Pre-Jurásico en una depresión del antepaís durante la época tardía del Himalaya. A finales del Terciario (Neógeno), con el rápido levantamiento de las montañas Tianshan causado por la colisión de la placa india y la placa euroasiática al final del Eoceno, el piedemonte de Tianshan en la parte norte de la cuenca del Tarim se hundió bruscamente, formando la depresión del antepaís del piedemonte El área de levantamiento norte evolucionó hacia un área de pendiente entre la depresión del antepaís y el levantamiento frontal, y se depositó un conjunto de estructuras de melaza fina con un espesor de 2700 a 4000 m. El espesor aumentó bruscamente de sur a norte. reflejando la deposición y el desarrollo de la depresión del antepaís. Características de la rápida tasa de sedimentación.

II. Evolución tectónica regional mesozoica y cenozoica

El margen norte de la cuenca del Tarim, la cuenca del Ili y la cuenca del Junggar en el norte de Xinjiang se han transformado en cuencas de antepaís marino desde finales del siglo. Pérmico Inferior Después de la cuenca continental, se depositaron el Pérmico-Mesozoico y el Cenozoico de distintos espesores. Mientras la cuenca desciende, los cinturones orogénicos formados, como las montañas de Altai, el cinturón orogénico de Junggar este-oeste y las montañas Tianshan, continúan levantándose y sufriendo erosión por un lado y, por otro, son volcados hacia la cuenca. a lo largo de las fallas de cabalgamiento del borde de la cuenca formadas. En las montañas de Altai y el cinturón orogénico de Junggar oriental, los empujes de noreste a suroeste son dominantes; en el cinturón orogénico de Junggar occidental, los empujes de noroeste a sureste son dominantes, mientras que en el cinturón orogénico de Tianshan, los empujes se extienden de norte a sur; Napa de empuje lateral al sur. Este cambio tectónico, por un lado, provocó que la corteza de la zona siguiera acortándose a gran escala; por otro, puso al mismo tiempo en un estado de compresión los bordes periféricos de las cuencas del norte de Xinjiang. , las principales fallas en las zonas periféricas de elevación resucitaron, principalmente en actividad inversa y de deslizamiento inverso. La evolución tectónica de la cuenca ha pasado generalmente por seis períodos:

1) Fuerte hundimiento tectónico en el Pérmico Superior

2) Contracción de la cuenca desde finales del Pérmico Superior hasta el final; Período Triásico;

3) Subsidencia tectónica Jurásica;

4) Período de contracción de la cuenca desde el Jurásico Tardío al Cretácico;

5) Período temprano Cuenca Terciaria (Paleógeno) período de hundimiento;

6) Período de contracción de la cuenca del lago desde el Plioceno hasta la actualidad. Cada período de contracción de la cuenca va acompañado de un levantamiento tectónico de cadenas montañosas.

Las características de los sedimentos mesozoicos y cenozoicos y las secuencias sedimentarias en los lados norte y sur de las montañas Tianshan reflejan esta historia evolutiva de la cuenca norte de Xinjiang, es decir, desde el final del Pérmico Superior hasta el final del el Triásico y el final del Jurásico Tardío Desde finales del Cretácico y del Plioceno hasta la actualidad, los bordes de la cuenca estaban generalmente dominados por depósitos de melaza, y la acumulación de melaza formada desde el Plioceno fue la más grande y espesa.

Las características pulsantes del levantamiento tectónico de las cadenas montañosas y el hundimiento tectónico de la cuenca del norte de Xinjiang están estrechamente relacionadas con el cierre de los océanos Paleo, Meso-Tetis y Neo-Tetis, es decir, las tres regiones de Qiangtang, Lhasa e India Los bloques se relacionan sucesivamente con la colisión del borde sur del antiguo continente asiático (Figura 2-6, Figura 2-8). Tres colisiones dieron como resultado tres acumulaciones de clásticos gruesos en Xinjiang, entre las cuales la colisión india (período del Himalaya) fue la más fuerte, lo que resultó en los depósitos de melaza más gruesos y el levantamiento de montañas más alto.

A finales del Pérmico, en el norte de Xinjiang, las montañas comenzaron a elevarse con fuerza, formando enormes acumulaciones de melaza en las cuencas intermontañas. Las cuencas disminuyeron bruscamente y, en general, se formaron sedimentos clásticos gruesos, formando el petróleo principal de Xinjiang. -Capa generadora en la cuenca continental norte.

Desde el final del Pérmico Superior hasta el final del Triásico, el norte de Xinjiang se caracterizó por una acumulación de sobrecompensación en cuencas interiores y un importante acortamiento y engrosamiento de la corteza continental. El mecanismo dinámico que causó este período de eventos geológicos fue el rápido movimiento hacia el norte del bloque Qiangtang al sur del océano Paleo-Tetis durante este período, y el enorme impacto resultante en la formación de las montañas Kunlun (Xiao Xuchang et al., 1992). ).

En el Jurásico Temprano, la expansión del Océano Tetis Central puso la corteza norte en un estado de extensión, y la cuenca se hundió, formando sedimentos carboníferos del Jurásico de 3000-5000 m de espesor, y el terreno tendió a volverse casi sencillo. A partir del Jurásico Tardío, el Bloque de Lhasa del Bloque Oceánico Medio de Tetis se desplazó rápidamente hacia el norte, y en el Cretácico Inferior chocó con el lado sur del antiguo continente asiático para formar el sistema montañoso plegado del norte del Tíbet (Xiao Xuchang et al. , 1992).

En la región de Junggar, con el levantamiento tectónico de las montañas, la cuenca aún se encuentra hundida. En Tarim, las montañas se elevaron estructuralmente y el basamento de la cuenca también se elevó, especialmente en el Cretácico Superior. Se puede ver que el impacto de la colisión de Lhasa en Tarim fue mayor que el del norte de las montañas Tianshan. Otro evento tectónico importante en el Cretácico Superior fue que el área de Kashgar en el oeste de Tarim fue invadida por el océano Neo-Tethys en el oeste, formando un mar poco profundo en un área relativamente baja. Este evento transgresor continuó en Kashgar hasta el Oligoceno.

Los acontecimientos geológicos importantes del Período Terciario (Paleógeno y Neógeno) fueron la colisión de la India y la formación del Himalaya, y el consiguiente enorme impacto en el continente asiático. Este impacto se manifiesta como el levantamiento de montañas y el hundimiento de cuencas en el norte de Xinjiang.

En el Terciario Temprano (Paleógeno), el alcance de la cuenca se expandió sin precedentes y en tamaño fue superada solo por la cuenca del lago interior en el Pérmico Superior. La coexistencia de sedimentos clásticos gruesos fluviales en las estribaciones del margen de la cuenca y sedimentos lacustres de lodo blando en el centro de la cuenca refleja plenamente las características de los movimientos de la corteza terrestre en el norte de Xinjiang durante este período. Al final del Período Terciario (Paleógeno y Neógeno), el Mar de Kashgar en el oeste de la Cuenca del Tarim también se retiró debido al impacto de esta colisión, formándose una gran cantidad de sedimentos lagunares en el oeste de la Cuenca del Tarim, formando el Los mayores depósitos de yeso y sal evaporada de Xinjiang. En el Plioceno, el levantamiento tectónico de las montañas fue mayor que el hundimiento de las cuencas, por lo que las cuencas de los lagos interiores se fueron llenando gradualmente de depósitos de melaza. Desde el Plioceno hasta el Pleistoceno, se formaron acumulaciones de melaza en secuencia inversa en el norte y sur de las montañas Tianshan, caracterizadas por clastos cada vez más gruesos y tamaños de partículas cada vez mayores (Ren Jishun et al., 1990). La acumulación de melaza en este período fue de unos 4.000 m de espesor, y el espesor en las estribaciones septentrionales de las montañas Tianshan fue de casi 2.000 m. Esta situación puede reflejar el movimiento ascendente desequilibrado de las montañas Tianshan, que son más altas en el sur y más bajas en el norte. La formación de glaciares de montaña en Xinjiang desde el Pleistoceno hasta el Holoceno también está relacionada con la colisión india. Además, la tensión de compresión de la colisión india también se transmitió hacia el norte a través del bloque rígido de la corteza superior, lo que provocó un deslizamiento a gran escala y un corte del yugo en el norte de Xinjiang, y provocó la resurrección del antiguo sistema de fallas. y el corrimiento se produjo nuevamente en los lados y alrededor de la cuenca (Feng et al., 1989; Graham, et al., 1990), causando que los sedimentos Terciarios y Cuaternarios alrededor de la cuenca se involucraran en los corrimientos y corrimientos en el sistema de construcción. Por ejemplo, hay cuatro filas de pliegues activos y zonas de fallas inversas en la depresión de piedemonte de las montañas Tianshan del norte y cuatro filas de pliegues activos y zonas de fallas inversas en la depresión de Kuqa de las montañas Tianshan del sur.

3. Centro de subsidencia estructural y migración en el norte de Xinjiang

El centro de subsidencia del Paleozoico Tardío de la cuenca del Tarim se encuentra en el área de Yecheng en el suroeste de Tarim, y los centros de subsidencia secundarios están en Manjiaer, Awati y Tangguziba. En el área de Si, también se desarrollaron centros de subhundimiento en el área de Minfeng-Yutian. Durante el Mesozoico y el Cenozoico, los centros de subsidencia ya no se desarrollaron dentro del cratón y la mayoría de los principales centros de subsidencia migraron a los bordes del cratón, lo que está estrechamente relacionado con el cambio en las propiedades de la cuenca. En el Triásico, el área de Kuqa se hundió rápidamente y los centros de hundimiento y deposición coincidieron con el desarrollo de sedimentos lacustres poco profundos y profundos. En el Jurásico, hubo tres centros de hundimiento en Kuqa, Manjiaer y el suroeste de Taxi, y también existieron depocentros; en el margen sureste, con facies. En contraste, el hundimiento y depocentro del Jurásico fue el más alejado del centro de la cuenca, lo que indica que la cuenca fue más grande en este período en el Cretácico y después, el centro de subsidencia en las áreas de Kuqa y Manjiaer migró; hacia el centro de la cuenca (Figura 2-7), lo cual es consistente con El mayor espesor elástico de la placa litosférica y la fuerte carga de empuje están estrechamente relacionados con el avance de la cuenca del antepaís hacia el antepaís.

Las características de subsidencia de la Cuenca Junggar desde el Pérmico se han caracterizado por tres etapas, que consisten en el Pérmico, Triásico-Terciario temprano (Paleógeno) y Terciario tardío (Neógeno) —El Cuaternario se compone de tres etapas , que refleja las características del ciclo de hundimiento rápido-hundimiento lento-hundimiento rápido. El hundimiento de la cuenca fue el mayor en el Pérmico, lo que refleja la corteza más delgada que era sensible a la carga tectónica durante la etapa de desarrollo de la cuenca del antepaís del flysch temprano. A medida que la colisión avanzaba hacia el interior, la corteza aumentó en el Triásico debido al aumento del espesor de la corteza; La amplitud de la deflexión debe disminuir en consecuencia bajo la misma carga; durante el Jurásico al Terciario Temprano (Paleógeno), la amplitud y la tasa de hundimiento estructural fueron relativamente estables, lo que refleja una depresión intracontinental relativamente estable caracterizada por características de hundimiento de tipo cuenca; fuerte subducción intracontinental en el Terciario Tardío (Neógeno) al Cuaternario, las Montañas Tianshan se elevaron fuertemente, lo que resultó en enormes cargas tectónicas que actuaron sobre el basamento de la cuenca, y su tasa y cantidad de subsidencia fueron una vez más El aumento obvio refleja las características de subsidencia estructural de la Cuenca de antepaís de tipo subducción intracontinental.

La Depresión de Mahu en el margen noroeste del Pérmico tiene la tasa de hundimiento más rápida y la mayor cantidad de hundimiento, seguida por la Depresión de Tianshan Piamonte, mientras que la Depresión Central y la Depresión de Kelameili Piamonte tienen un hundimiento relativamente lento; La tasa de hundimiento de todas las depresiones del Triásico al Jurásico se redujo considerablemente en comparación con el período anterior. En este período, la tasa de hundimiento de la Depresión de Tianshan Piamonte fue la más grande, con Mahu Sag relegado al segundo lugar, Ulungu Sag y Sike. Sag. La Depresión de Shu comenzó a desarrollarse y recibió sedimentos mesozoicos más gruesos; la tasa de hundimiento en varias áreas disminuyó aún más desde el Cretácico hasta el Terciario Temprano (Paleógeno) y desde el Terciario Tardío (Neógeno) hasta el Cuaternario; Pocos cambios en la región, pero la tasa de subsidencia en las áreas de piedemonte de Tianshan y Sikeshu en el extremo sur muestra un rápido aumento nuevamente, y la tasa de subsidencia muestra una tendencia de aumento gradual de este a oeste (Figura 2-5).