La importancia geológica de la zona alta εNd de Hangzhou-Zhuguangshan-Huashan
Gilder et al. (1996), quienes fueron los primeros en identificar la zona interior del sur de China con valores altos de εNd, creyeron que esta zona puede ser producto de la extensión (más el deslizamiento) más bien. que el resultado de una colisión continental. La línea divisoria entre el macizo más activo y el macizo más estable en el noroeste de China. Chen y Jahn (1998) reconocieron que Gilder et al (1996) determinaron por primera vez la importancia de la zona de TDM alta y baja en el interior del sur de China, pero creían que su importancia estructural no estaba clara y que era demasiado pronto para proponer una solución. hipótesis aceptable. Luego, Chen Jiangfeng et al. (1999) creyeron además que el cinturón de granito de bajo TDM de Caledonia desde el noreste de Jiangxi hasta el oeste de Guangdong puede representar el registro de material del manto aflorando hacia la corteza a lo largo de la depresión de Caledonia Aola en el sur del río Yangtze, pero también puede ser aproximadamente equivalente al Pequeño Océano del Sur de China. La ubicación de la cuenca o cuenca oceánica remanente del período Caledonia. Los cinturones de granito mesozoicos de bajo TDM distribuidos a lo largo del noreste de Jiangxi y la falla profunda del paso Qianlishan-Kunlun pueden reflejar la zona de adelgazamiento de estiramiento lineal dirigida hacia el NE o la zona de falla o la zona de ruptura en la corteza. El material del manto es causado por el estiramiento. un aumento neto de la masa cortical. Hong et al. (1998) propusieron que la zona HZH alta ε y baja TDM puede ser la zona de colisión entre la Placa Yangtze y la Placa Cataysiana en el Neoproterozoico, y luego fue cubierta por sedimentos Paleozoicos. Shen Weizhou et al. (2000) creían que la distribución de este cinturón es consistente con el cinturón estructural de Ganhang que ha estado activo durante mucho tiempo desde el período Jinning. Puede deberse a la fusión parcial de rocas metamórficas jóvenes del basamento. El Grupo Shuangxiwu y el Grupo Shuangqiaoshan y que contienen más componentes del manto, la corteza terrestre tiene una vida útil más corta. Esto se analiza con más detalle en este artículo (David Hong et al., 2002).
El extremo oriental del cinturón HZH se distribuye a lo largo de la falla Yanshan-Shaoxing. Hay una serie de anfibolitas y dioritas ultramáficas neoproterozoicas (795 ~ 890 Ma), que han sido fuertemente milonitizadas. Se formó un cinturón de milonita (Zhou Xinmin y Zhu Yunhe, 1992). El sistema de rocas volcánicas sedimentarias del Grupo Shuangxiwu del Neoproterozoico temprano se distribuye en el cinturón nororiental de Jiangxi y noroeste de Zhejiang, en el lado noroeste de la falla de Jiangshao, y la edad del isótopo Sm-Nd es (978 ± 44) Ma (Zhang Bangtong et al., 1990). En la zona de transición sureste de Hunan-Jiangxi-Guangdong, las rocas metamórficas regionales del Grupo Chencai de la fase mesoproterozoica de esquisto verde-anfibolita están expuestas, con una edad de isótopo Sm-Nd de (1297 ± 57) Ma (Zhou Xinhua, 1997). Los tipos de rocas precámbricas de ambos lados son completamente diferentes. El cinturón nororiental de Jiangxi y noroeste de Zhejiang se caracteriza por mineralización de cobre y oro, y la zona de transición Hunan-Jiangxi-Guangdong se caracteriza por mineralización de tungsteno, uranio, niobio y tantalio (Tabla 5-1). Obviamente son dos dominios geoquímicos diferentes. . Por tanto, se considera que la falla de Jiangshan-Shaoxing es la zona de colisión y acoplamiento entre la placa del Yangtsé y la placa de Cataysio en el Neoproterozoico (Shui Tao, 1987; Zhou Xinmin y Zhu Yunhe, 1993).
Esta conclusión también está respaldada por datos geofísicos obtenidos en los últimos años. Los datos sísmicos de voladura de la sección Tunxi-Wenzhou muestran que existen diferencias obvias en la distribución de velocidades de la corteza superior en ambos lados de la falla Jiangshan-Shaoxing. Los contornos de velocidad en el lado noroeste (Placa Yangtze) fluctúan mucho, mientras que los contornos de velocidad en el lado sureste (Placa China) cambian relativamente lentamente. Los contornos de velocidad a lo largo de la zona de la falla Jiangshan-Shaoxing son muy densos y pueden ser una falla de cabalgamiento de alto ángulo (Xiong et al., 1993). Los datos magnéticos y de gravedad muestran que el lado noroeste de la falla de Jiangshan-Shaoxing es una gran área de campo magnético bajo; el campo de gravedad tiene muchas fluctuaciones y una gran variedad de cambios en el espesor de la corteza terrestre; El espesor de la corteza en el área de unión de Anhui y Zhejiang es de 36 a 37 km, y la cuenca (condado) de Jin (Hua) Qu es significativamente más delgada, siendo el punto más delgado de solo unos 28 km. Las anomalías magnéticas en el sureste son principalmente anomalías positivas, con saltos bruscos de anomalías positivas y negativas, y fluctuaciones menores y más lentas del campo de gravedad, el espesor de la corteza cambia suavemente, generalmente alrededor de 32 a 33 kilómetros; La falla Yanshan-Shaoxing a lo largo del río es una zona de paso de gravedad pronunciada, y los resultados de los sondeos magnetotelúricos muestran que también corresponde a una zona obvia de baja resistividad (Wang et al., 1993; Yan Yalan et al., 1993, Kong Xiangru et al. otros, 1993).
Los datos geofísicos también muestran que la zona de falla de Jiangshan-Shaoxing no es sólo un límite claro entre la corteza superior y el manto superior.
La velocidad en la parte superior del manto superior en el lado sureste (Placa China) es de 8,0 ~ 8,3 km/s, y en el lado noroeste (Placa Yangtze) es de 7,5 ~ 7,7 km/s, lo que indica que existen diferencias obvias en la Propiedades y composición material del manto en ambos lados. La falla Jiangshan-Shaoxing puede ser una falla supralitosférica con propiedades de compresión (Kong Xiangru et al., 1995).
La edad isócrona del isótopo Sm-Nd del cinturón de ofiolita de Zhangshudun expuesto a lo largo de la falla nororiental de Jiangxi es de 930 ~ 1154 Ma (Xu Bei y Qiao Guangsheng, 1989; Zhou Guoqing y Zhao Jianxin, 1991; Xing et al. ., 1992), la edad del circón SHRIMPU-Pb (968±23) Ma (Li et al., 1994) y la edad isócrona Sm-Nd del cinturón de ofiolitas de Fuchuan expuesto en la falla Qimen-Shexian en el sur de Anhui, noreste de China. , es 935 ~1000. Xing et al., 1992), lo que indica que la colisión entre la placa Yangtze y la placa Cataysian a lo largo de la zona de la falla Yanshan-Shaoxing tardó alrededor de mil millones de años, lo que equivale aproximadamente al tiempo de convergencia del supercontinente Rodinia (Hoffman, 1991). , 1999; Kandi, 2001). La edad U-Pb del circón SHRIMP de la granodiorita de cordierita aluminosa de Xucun en el sur de Anhui es (829 11) Ma, y la edad U-Pb del circón SHRIMP del granito de cordierita de Jiuling en el norte de Jiangxi es (818). 10) Mamá. Las edades U-Pb del circón SHRIMP de los granitos Dong, Sanfang y Yuanbaoshan en el margen suroeste del antiguo continente de Jiangnan son (820 ± 7) Ma, (825 ± 6) Ma y (820 ± 4) Ma respectivamente (Li et al. , 2001 El granito de piroxeno común en Hubei Huangling en el borde norte del macizo del Yangtze (819 en el margen suroeste del macizo del Yangtze) y el granito de feldespato potásico de biotita en la montaña Eshan en Yunnan (818 65). Los granitos son de diferentes tipos y están muy separados, sus edades de formación son bastante consistentes, lo que indica que bajo el mismo entorno tectónico o similar, se produjeron extensos eventos de refundición de la corteza en el macizo del Yangtze en una vasta área de más de 1500 km × 700. km Li et al. (2001, 2002) y Ge et al. (2001) señalaron que la edad de estos granitos es la misma que la de los diques de roca básicos/láminas de roca básicas en el grupo mesoproterozoico en el norte de Guangxi. 7) Ma, y la misma edad que el Grupo Gairdner Dyke formado por la pluma del manto australiano (827±6) Ma. Por lo tanto, se cree que la formación de estos granitos alrededor de 820 Ma puede estar relacionada con la ruptura del Bloque Yangtze. y el bloque Cathaysia al final del Neoproterozoico, y en un sentido más amplio, también a la desintegración del supercontinente Rodinia.
Desde Jiangshan hacia el oeste, el cinturón HZH también puede formar parte de la zona de colisión entre ellos. La placa Yangtze y la placa Cathaysian, pero debido a que está cubierta por sedimentos paleozoicos, muchas características no han sido reconocidas. Sin embargo, el interior de Hunan-Guangxi a ambos lados del cinturón HZH existe una serie de diferencias entre Hunan-Jiangxi. -Zona de transición de Guangdong (Tabla 5-1. Además, también se pueden ver las siguientes pistas
1) Sistema Sinian-Inferior en la zona interior de Hunan-Guangxi El Paleozoico es un depósito de plataforma de carbonato. compuesto por carbonatos en fase de plataforma, fase de talud de borde de plataforma de piedra caliza con grava y turbidita calcárea en fase de talud, lutita y roca silícea, que representan un conjunto de taludes continentales en la base de la corteza continental, pertenecientes a la Placa del Yangtsé. El sistema Siniano en la zona de transición Hunan-Jiangxi-Guangdong pertenece a la placa Cataysiana (Liu Baojun et al., 1993; Xu Zhigang, 1995).
2) En el cinturón interior de Hunan y Guangxi, el Sistema Sinian y el Sistema Pre-Sinian subyacente están en discordancia de microángulo o contacto de discordancia paralela, y solo tienen una relación de transición continua en el área central. de la cuenca sedimentaria. Sin embargo, en la zona de transición Hunan-Jiangxi-Guangdong, el sistema Sinian y el sistema Pre-Sinian subyacente se depositaron continuamente, y algunos de ellos eran pseudoconformes. La discordancia solo apareció en Changting, Fujian (Jiangxi, Hunan, Fujian, Guangdong). , y Oficina de Geología y Recursos Minerales de Guangxi: 1: 1 millón de mapas geológicos de Nanling y áreas adyacentes de China, 1984; Liu Baojun et al., 1993).
3) De manera similar al borde de la plataforma del Yangtze, la zona interior de Hunan-Guangxi desarrolla amplios y suaves pliegues de cúpula caledonia, caracterizados por obvios pliegues de cobertura indosinianos, la zona de transición de Hunan-Jiangxi-Guangdong, la Caledonia; Se desarrollan pliegues lineales y fuertes escisiones, y fallas de basamento (Ganxi, Hunan, Fujian, Guangdong y Guangxi Mining Bureau: 1:10.000 Geological Map of Nanling and Adjacent Areas of China, 1984).
4) El granito de Caledonia en el cinturón interior de Hunan-Guangxi es principalmente de tipo S, con una escala de exposición pequeña y un tiempo de actividad corto (465, 438+065, 438+0 ~ 465, 438+08 Ma ), la litología es simple, principalmente monzogranito, producido principalmente en el núcleo estructural en forma de cúpula, lo que indica que se formó en un área estable el granito de Caledonia en la zona de transición Hunan-Jiangxi-Guangdong es enorme, con tipo I y; El tipo S aparece al mismo tiempo.
El granito ha estado activo durante mucho tiempo (569 ~ 377 Ma) y presenta cambios litológicos complejos. Desde diorita de cuarzo hasta granito de feldespato alcalino, está migmatizado y se parece al gneis, controlado principalmente por estructuras de falla (Equipo especial de granito del Proyecto Nanling del Ministerio de Geología y Recursos Minerales, 1989; Sun He, 1990).
5) De acuerdo con las características de distribución del granito de Caledonia, los cinturones metamórficos de Caledonia a gran escala (montaña Wuyi, montaña Jiulian, montaña Yunkai y montaña Wugong) están expuestos en la zona de transición Hunan-Jiangxi-Guangdong. , el grado de metamorfismo alcanza la fase de anfibolita, lo que indica que la zona de transición Hunan-Jiangxi-Guangdong era un área de alta densidad de flujo de calor durante el movimiento de Caledonia.
6) Como señalaron Gilder et al. (1996), el magmatismo Jurásico-Cretácico y las cuencas sedimentarias continentales desde el Triásico Tardío hasta el Cretácico Inferior se desarrollaron principalmente en la parte oriental de la zona HZH. La línea de rocas volcánicas propuesta por Zhou y Li (2000) también es generalmente consistente con la zona HZH. Las rocas volcánicas del Mesozoico Tardío se distribuyen al este de esta línea y básicamente faltan en el oeste. De hecho, la zona HZH es la línea divisoria entre la zona estable en el noroeste y la zona activa en el sureste del sur de China.
7) Hornblenda de biotita de Jinxian Zaoguanling, ubicada en el lado norte de la zona 7)HZH, intrusión en el Grupo Shuangqiaoshan Mesoproterozoico, con una edad Rb-Sr de (1240 10) Ma (Wu Junhua, 1995), que puede tener la misma edad que la ofiolita de Zhangshudun en el noreste de Jiangxi. La edad isócrona Rb-Sr de las inclusiones de gabro deformadas en los basaltos mesozoicos en el condado de Daoxian, Hunan, al oeste del extremo sur de la zona HZH, es (1141 67) Ma, que representa el producto del recubrimiento proterozoico (Li Changnian et al. ., 2001). La edad isócrona Sm-Nd del esquisto de anfibolita del Grupo Yunkai en el oeste de Guangdong, al este del extremo sur del cinturón HZH (la roca original es roca volcánica básica) es (971,69) Ma, y el εNd (T) es 4,7 1,9 La edad isócrona Sm-Nd relacionada del skarn metamórfico de contacto es (975 + 0,9). La edad U-Pb del pórfido de filita de la Formación Luoguan en Guangdong es 910 Ma, la edad isócrona Sm-Nd de la piroxenita es (905,5 ± 4,1) Ma (Zhang et al., 1991), y la edad del pórfido metamórfico La roca básica es La edad isócrona Sm-Nd es 980 Ma(). La edad de circón único U-Pb del pórfido reológico y del pórfido de dacita metamórfico en el fondo de la cueva Wangsha en Xinyi es de 922-940 Ma (Zhang y Yuan Haihua, 1997). La edad de circonio U-Pb de la migmatita Yingqiao en la parte suroeste de la provincia de Guizhou en el Grupo Yunkai es (834 ± 28) Ma (Jianping, 1989). Los datos anteriores indican que hubo una fuerte actividad magmática a lo largo de la zona HZH en el Neoproterozoico temprano, que puede estar relacionada con la colisión del Bloque Yangtze y el Bloque Cathaysian.
Figura 5-10 Mapa de intensidad de magnetización del sur de China
(Basado en Zhang Jisheng y David Hong, 2002)
8) A lo largo del cinturón HZH, al este -gravedad oeste Las características del campo son significativamente diferentes. En el mapa de anomalías de gravedad de Bouguer 1:10.000, el campo de gravedad al este de esta línea es un área negativa suave de gran área en forma de huso, y el campo magnético pertenece a un área de anomalías magnéticas fuertes dominada por anomalías magnéticas positivas. Las anomalías magnéticas cambian mucho y la intensidad del gradiente también es grande. La amplitud de la anomalía local está entre 50 y 600 nt, con diferentes direcciones. El campo gravitatorio al oeste de esta línea forma un bloque con la Plataforma Yangtze. El campo magnético es débil, lento y estable, y la amplitud es generalmente inferior a 100 nT (Jin Wenshan et al., 1997). Según la distribución de la magnetización aparente J obtenida después del procesamiento de polarización y el filtrado de paso bajo de anomalías magnéticas en el sur de China (Figura 5-10, Zhang Jisheng y Hong Dawei, 2002), Shaoxing-Fenyi-Ji'an-Chalingdong-Daoxian - Yulin-Beihai Southeast y Lishui-Dabu están delimitados y toda el área se puede dividir en tres distritos. El magnetismo en Shaoxing-Fenyi-Ji'an-Chalingdong-Daoxian-Yulin-Sudeste y oeste de Beihai es débil y bajo, lo que corresponde al cinturón de granito tipo S con aluminio fuerte en el interior de Hunan y Guangxi mencionado anteriormente. El magnetismo en el área entre los dos límites anteriores es relativamente fuerte, y el valor de magnetización aparente J es generalmente menor que 250 × 10 -3 SI, que corresponde al débil cinturón de granito peraluminoso tipo S en Hunan, Jiangxi y Guangdong. El área al este de la línea Lishui-Dabu tiene el magnetismo más fuerte. La magnetización aparente máxima J puede alcanzar 700 × 10 -3 SI. La magnetización aparente J varía mucho, lo que corresponde al cinturón de granito tipo I de Zhejiang-Fujian-Guangdong antes mencionado. . La aparente magnetización J en el sur de China se debilita gradualmente de este a oeste. Según los datos sísmicos de voladura existentes, el mapa de contorno de Moho del sur de China, que está aproximadamente delimitado por la zona HZH (Jin Wenshan et al., 1997), tiene espesores significativamente diferentes en ambos lados. El espesor de la corteza en el lado este no cambia mucho, generalmente de 30 a 32 kilómetros, y localmente 34 kilómetros, mientras que hay una zona de escalón más grande en el lado oeste, con un espesor de la corteza que oscila entre 30 y 48 km; generalmente por encima de los 40 km.
Los datos sísmicos, gravitacionales y magnéticos parecen ser consistentes, lo que indica que las profundidades a ambos lados de la zona HZH son dos bloques diferentes.
9) Según el sondeo electromagnético y los datos magnéticos de gravedad de la sección geológica de Quanzhou-Heishui (Jiang Hongkan et al., 1992; Wang Maoji, 1994), el límite entre la Placa Yangtze y la Placa Cataysiana puede estar ubicado en Chaling-Yongxing Wire. El sonido magnetotelúrico al este de la línea refleja la capa estable de alta conductividad en la corteza, y los terremotos explosivos reflejan la capa relativamente continua de baja velocidad en la corteza. Sin embargo, no hay una capa de alta conductividad en la corteza desde el centro de Hunan hasta el este de Sichuan al oeste de la línea, lo que muestra diferentes actividades de los dos bloques. Vale la pena señalar que la línea Chaling-Yongxing está muy cerca de la zona HZH.
10) La investigación sobre la estructura de velocidad de la onda P cortical del perfil sísmico de explosión en el área de Yifeng-Jian de la provincia de Jiangxi (Wang Youxue et al., 1997) muestra que las características de la estructura de velocidad en ambos Los lados del límite son completamente diferentes. Cerca de la superficie, la velocidad es mayor en el lado norte del perfil, que es de 5,80 km/s; en el lado sur del perfil, la velocidad se reduce significativamente a 5,60 km/s, allí. es una capa de baja velocidad con una velocidad de 5,75 km/s en el lado sur del perfil. No hay ninguna capa de baja velocidad en el lado norte de . La velocidad de las capas de la corteza media e inferior es significativamente mayor en el lado sur que en el lado norte. A una profundidad de unos 10 a 20 kilómetros, la velocidad en el lado sur es de 6,60 km/s; en el lado norte es de sólo 6,20 km/s. A una profundidad de unos 20 km desde la superficie de Moho, la velocidad en el sur. lado es 6,80 km/s; en el lado norte es 6,65 km/s s; además, la superficie de Moho se desplaza y la superficie de Moho en el lado sur se eleva hacia arriba unos 2,5 km. De lo anterior se infiere que esta zona es la línea divisoria entre dos unidades estructurales diferentes en el norte y el sur.
11) Según el informe de Xiong Liangping (1993), el valor promedio del flujo de calor medido en el sur de China es (67,9 ± 24,1) MW/m2, con un rango de 35,6 ~ 209 MW/m2. y el noroeste (Jiangnan, este de Hunan) es una zona de bajo flujo de calor. La parte central (desde la unión de Hunan y Jiangxi hasta el oeste de Fujian) es un área de alto flujo de calor, con un valor de flujo de calor de 61,1 ~ 95,7 MW/m2, y el valor promedio es (71,1) MW/m2; (la costa de Fujian y Guangdong) es un área de bajo flujo de calor, con un valor de flujo de calor de 47,1 ~ 58,9 MW/m2, y el valor promedio es (51,2±4,4)MW/m2. Vale la pena señalar que el límite entre el área noroeste de bajo flujo de calor y el área central de alto flujo de calor está bastante cerca de la zona HZH.
Los datos anteriores indican que la colisión y el acoplamiento de la Placa Yangtze y la Placa de Cataysian a lo largo del cinturón HZH pueden haber ocurrido más de una vez. Es posible que haya ocurrido a principios del Neoproterozoico, luego se desintegró a lo largo de la zona HZH al final del Neoproterozoico y se volvió a ensamblar a lo largo de la antigua zona de sutura en el Caledonian (Yang Minggui et al., 1994).
Debido a la actual falta de datos, se desconoce cómo el HZH se extendió hacia el oeste después de ser llevado a Huashan, Guangxi. Sin embargo, basándose en la isolina Sri =0,720 y la distribución de la magnetización aparente J, se especula que la zona HZH puede extenderse a lo largo de la falla Cenxi-Bobai porque coincide con la tendencia del basamento de granito Darongshan-Shiwandashan en el sureste de Guangxi y es un tipo de colisión típica: granito cordierita (circón SHRIMPU-Pb, edad 230~236 Ma, Dunxi et al., 2004) y rocas básicas y ultrabásicas a lo largo de la zona de la falla.
En resumen, según el análisis anterior, la zona interior de Hunan-Guangxi al oeste del cinturón HZH se basa en la placa Yangtze, mientras que la zona de transición Hunan-Jiangxi-Guangdong al este del cinturón La correa HZH se basa en la placa de Catays. Puede deberse precisamente a que la zona HZH es la zona de colisión y acoplamiento de la placa del Yangtze y la placa de Cataysio en el Neoproterozoico. Desde entonces, la zona HZH se ha abierto y cerrado muchas veces y se ha convertido en un canal importante para el afloramiento del manto. materiales en la corteza, lo que hace que el valor εNd del granito en esta zona aumente y el valor TDM disminuya.