Un estudio preliminar sobre la secuencia de llenado y la evolución dinámica sedimentaria de la cuenca Xichang
Figura 8.6 Diagrama esquemático de la distribución espaciotemporal de yacimientos y canales de petróleo y gas controlados por la interfaz de secuencia (SB54)
1 ——Los cuerpos de arena LST restantes en la secuencia S54 en la parte inferior del Pérmico suprayacente; 2: un diagrama esquemático de la distribución espaciotemporal de las interfaces de secuencia y las interfaces de erosión ascendente. Esta interfaz es producto del movimiento tectónico de Guangxi, y la secuencia Silúrico Medio-Carbonífero falta en diversos grados. 3-Reservorio de dolomita kárstica en el estrato subyacente; 4-Cuerpo de arena erosionado en la secuencia subyacente; 5-Arenisca grave; 7-Mudstone; 9-Pizarra caliza; 12 - Hematita; 13 - Canales y direcciones de migración de petróleo y gas
Figura 8.7 Paleogeografía estructural y ubicación de la sección de la cuenca compuesta de Xichang
Excepto fuera del Eoceno-Mioceno, la Formación Datongchang en el parte superior del Cretácico Inferior, la Formación Baiguowan en la parte inferior del Triásico Superior y el Carbonífero, la corteza sedimentaria de la cuenca se distribuye en otros estratos (Figura 8.8). En general, los estratos se vuelven más delgados y nítidos hacia el norte y el oeste, y las capas aumentan gradualmente, con evidentes características de superposición hacia el norte y el oeste.
8.2.1 Interfaces clave y eventos geológicos
8.2.1.1 La interfaz genética entre el Alto y el Bajo Siniense
Es producto del movimiento tectónico de Chengjiang , que pertenece a la típica interfaz de primer nivel (T1, Figura 8.8) y tiene las características de origen global. Los signos principales son: ① Superficie de mutación litológica típica: la sedimentación transgresiva de la Formación Rocosa Guanyin se superpone con la sedimentación continental de la Formación Kaijianqiao y la Formación Gule ② Superficie de movimiento tectónico: hay una pequeña brecha entre los estratos suprayacentes y los estratos subyacentes; La relación de superposición de ángulos; (3) Superficie de mutación biológica: el conjunto microbiano en los estratos subyacentes está dominado por bacterias y algas, y está superpuesto con conjuntos de metazoos y plantas. ④Superficie de transición climática: por encima de T1 hay roca clástica de agua cálida. Combinación de roca salada, debajo de T1 está la combinación de facies de río y lago de agua helada.
8.2.1.2 La interfaz genética entre los sistemas Cámbrico y Siniano
Es una discordancia regional y pertenece a la interfaz de tercer nivel (T11, Figuras 8.8 y 8.9). La interfaz entre el Cámbrico clásico y el Siniano se encuentra en la parte inferior del segundo fósil de caparazón pequeño Paragloborilus Siphogonuchites en la parte superior del tercer miembro de la Formación Dengying (sección Maidiping), y ahora desciende entre el segundo y el tercer miembro. de la Formación Dengying (es decir, la parte inferior de la sección Maidiping). La evidencia incluye: ① Superficie de movimiento tectónico Wantong: una superficie de discordancia paralela distribuida regionalmente; ② Superficie de transición litológica: dolomita silícea que contiene fósforo suprayacente distribuida en el área, y dolomita plana de marea subyacente debajo de T11; ③ Superficie de mutación de biota: encima de T11 está la superficie; conjunto de crustáceos, debajo hay otros conjuntos de metazoos; ④ interfaz del evento de desviación polar; ⑤ superficie de mutación climática: arriba de T11 está el estrato que contiene yeso con clima seco y cálido, debajo está el ácido carbónico con roca salina de clima cálido.
8.2.1.3 La interfaz genética entre el Cámbrico Superior y el Cámbrico Inferior
En realidad es una superficie de discordancia erosiva expuesta, que pertenece a la interfaz del quinto nivel (T16, Figura 8.8 , Figura 8.9), en toda el área. La evidencia incluye principalmente: ① Falta el Cámbrico medio y superior en el área de Hanyuan (2) La interfaz en las partes central y occidental es desigual y la dolomita kárstica se desarrolla en la parte superior de la Formación Longwangmiao subyacente, que está cubierta por medio; -capas delgadas de piedra caliza y calcio en la Formación Douposi Cubiertas por lutita de alta calidad (3) capa eluvial regional, adelgazando y pellizcando hacia el este;
8.2.1.4 La interfaz genética entre el Ordovícico y el Cámbrico
La interfaz tradicional entre el Ordovícico y el Cámbrico suele localizarse en el conodonte Cordylodus proavus en la parte superior del Erdaoshui Formación La parte inferior de la zona o zona Monocostodus sevierensis ahora se encuentra en la parte superior de la Formación Erdaoshui (es decir, entre la Formación Erdaoshui y la Formación Hongshiya), que es una interfaz genética de tercer orden (T22, Figuras 8.8 y 8.9). Los signos principales son: ① Superficie de movimiento tectónico Xichang: falta el escalón Xinchang equivalente a la parte inferior del Ordovícico Inferior; ② Superficie de mutación litológica: roca clástica de la Formación Hongshiya cubre dolomita de la Formación Erdaoshui (Figura 8.9); T22, la evolución de la radiación y la diferenciación de la fase biológica de los invertebrados, debajo de T22, la etapa evolutiva de los crustáceos; ④Superficie de transición climática: los estratos suprayacentes son ricos en hematita y siderita, el clima es húmedo y cálido, y los estratos subyacentes son cálidos. y combinación de clima seco.
8.2.1.5 La interfaz genética entre el cinturón fósil del Silúrico y del Ordovícico. Para facilitar la investigación de estratigrafía de secuencia, nos trasladamos temporalmente al centro de la Formación Linxiang (equivalente al límite inferior de la Formación Wufeng en el área), que es la interfaz del quinto nivel (T31, Figura 8.8, Figura 8.10). Los signos principales son: ① Insuficiencia de denudación expuesta Superficie de integración: debajo de T31 está la sección de brecha cementada de agua dulce en la parte superior de la Formación Linxiang (2) Superficie de evento de transgresión típica: lutita negra de facies del Golfo superpuesta a la dolomita subyacente; y sedimentación del período Wufeng El patrón es consistente con el período Silúrico, pero significativamente diferente del período anterior de los Cinco Picos.
8.2.1.6 La interfaz genética entre el Devónico y el Silúrico
Es consistente con la interfaz estratigráfica tradicional y pertenece a la interfaz secundaria (T40, Figura 8.8, Figura 8.10), identificación mark Como sigue: ① Falta la estratigrafía A excepción de las secciones Butorizecun y Pugelowugou, falta la mayor parte de la cuenca, lo que equivale al Silúrico Superior, especialmente la Formación Huixingshao ② Es producto del movimiento tectónico en Guangxi y. es una forma de discordancia de erosión (Qin et al., 2001); ③ Superficie del evento biológico: el conjunto de plantas terrestres aparece por primera vez sobre T40 ④ Superficie de mutación litológica: rocas clásticas gruesas terrestres por encima de T40 y sedimentos marinos por debajo ( Figura 8.10).
Figura 8.8 Secuencia y división de capas de interfaz de la cuenca compuesta de Xichang
US2—número de secuencia superior; MS3—número de capas extremadamente gruesas; FS 1—número de secuencia de primer orden—; —Número de serie de segundo nivel; S4 — Número de serie de tercer nivel; t interfaz y número de 11 claves
8.2.1.7 Interfaz genética entre el Pérmico y el Devónico
La interfaz es el producto del movimiento tectónico de Liujiang, una discordancia de erosión orogénica típica y una interfaz secundaria típica (T54, Figura 8.8, Figura 8.11). El signo típico es que los estratos de la Formación Zhaijieshan del Carbonífero y del Devónico Superior generalmente faltan, con un límite de tiempo de 75 a 80 Ma, y los estratos marinos del Pérmico están directamente superpuestos a los estratos del Devónico de diferentes períodos. La interfaz es la capa eluvial erosionada regional (Qin et al., 2001).
8.2.1.8 Interfaz genética entre el Pérmico Superior y Medio
Esta interfaz es producto del movimiento tectónico y pertenece a la discordancia de levantamiento y erosión (Xu et al., 1997). interfaz de nivel (T60, Figura 8.8, Figura 8.11). Por encima de T60 se encuentra el basalto de Emeishan, con un espesor que oscila entre 0 y 1500 m. Desde el final del Pérmico Medio hasta el comienzo del Pérmico Tardío, el límite de tiempo es 0 ~ 3 ma, y los estratos superiores de la Formación Maokou faltan en diversos grados.
8.2.1.9 La interfaz genética entre el Triásico y el Pérmico
La interfaz T63 en la Figura 8.8 y la Figura 8.11 es una interfaz estratigráfica de eventos. La evidencia principal es: ① Superficie de discordancia paralela: de este a oeste, los estratos del Triásico se superponen con los estratos subyacentes en diferentes etapas, especialmente la serie de rocas negras de facies de ríos, lagos y pantanos de la Formación Xuanwei (Figura 8.11); Interfaz del evento; ③ superficie del evento de extinción biológica: evolución de la radiación de biomas a gimnospermas; ④ interfaz del evento climático: del clima de marea cálida al clima cálido y seco.
Figura 8.9 Composición genética y comparación regional de secuencias de segundo nivel SS2~SS4
SS2: número de secuencia secundaria; s 1: número de secuencia de tercer orden; sb 11: interfaz de secuencia; número
8.2.1.10 La interfaz genética entre el Triásico Medio y Superior
Esta interfaz es producto del movimiento tectónico I en el período Indosiniano. Es una importante transición cuenca-montaña. superficie y pertenece a La discordancia erosiva orogénica típica, es decir, la interfaz de primer orden (T69, Figura 8.8, Figura 8.11), marca una transición importante de la cuenca compuesta de Xichang de un margen continental pasivo a una cuenca interior. Las formaciones Baiguowan del Triásico Medio Superior y del Triásico Superior Inferior faltan en las partes central y oriental de la cuenca (Figura 8.11), y se superponen gradualmente con los sistemas Pérmico, Carbonífero y Cámbrico-Devónico hacia el oeste.
8.2.1.11 La interfaz genética entre el Jurásico Inferior y el Jurásico Medio
Esta interfaz es producto del Movimiento Yanshan I y es una importante superficie de transformación tectónica. Es la interfaz secundaria (T72, Figura 8.8, Figura 8.11), que representa la transformación de la cuenca compuesta Xichang de una cuenca periférica de antepaís a una cuenca de depresión intracontinental, representada principalmente por la Formación Xincun del Jurásico Medio y la Formación Yimen del Jurásico Inferior. Las regiones intermedias son paralelas a la discordancia.
8.2.1.12 La interfaz genética entre el Cretácico Superior y el Cretácico Inferior
Esta interfaz es producto del movimiento tectónico Yanshan III, y su símbolo principal es la ausencia del Cretácico Superior parte de la Formación Datong del Cretácico Inferior. Al mismo tiempo, la interfaz es la superficie del evento de extinción, que marca la evolución radiativa de las angiospermas. Esta interfaz es secundaria (T75, Figura 8.8).
8.2.1.13 La interfaz genética entre el Paleoceno y el Plioceno
Pertenece a la interfaz de primer orden (T77, Figura 8.8), que es producto del movimiento tectónico del Himalaya , provocando que toda la región La pérdida del Eoceno-Mioceno representa la desaparición de la evolución de la cuenca compuesta de Xichang.
8.2.2 Composición de secuencia y marco genético
8.2.2.1 Composición y distribución de secuencia
1) Secuencia SS 1 - Siniense superior y II parte. El límite inferior es la interfaz de primer nivel T1, que tiene un espesor de 10 a 1500 m, generalmente de 500 a 1000 m, y un límite de tiempo de 100 a 130 mA. Consta de secuencias de tres niveles S1 ~ S65438. Es parte de la "plataforma de carbonato" en el sur de China. El LST secundario es la brecha residual en la parte inferior de S1, el TST secundario es equivalente a S1 ~ S4 y el HST secundario es equivalente a S5 ~ S10.
2) Secuencia SS2-Cámbrico Inferior. El límite de tiempo es de 28 ~ 31 m y el espesor es de 335,6 ~ 514 m. Se limita a la parte central y oriental de la cuenca y tiene una tendencia de adelgazamiento hacia el norte y el oeste. Consta de 4-5 secuencias de tercer nivel (Apéndice, Figuras 8.8 y 8.9), con la interfaz de tercer nivel T11 en la parte inferior, en la que los depósitos de facies de pendiente suave y amplia plataforma de las secuencias S11 ~ S12 constituyen el TST de segundo nivel. . La lutita negra y la roca arenosa de fósforo en la parte inferior de la secuencia de tercer nivel S12 son equivalentes a CS, y la roca clástica-carbonatada de laguna plana de marea de S13 a S15 constituye el HST de segundo nivel. La roca carbonatada aumenta hacia arriba. y la roca clástica aumenta hacia arriba. La roca clástica disminuye.
3)SS3—Secuencia del Cámbrico Medio y Superior. El fondo es la interfaz T16 del quinto nivel, con un espesor de 205,6 ~ 736,5 m, y tiende a adelgazarse hacia el norte y el oeste (Figuras 8.8 y 8.9). El límite de tiempo es 22 ~ 23 ma y consta de la secuencia de tres niveles S16 ~ S21. Entre ellos, la secuencia S16 ~ S17 facies de pendiente suave piedra caliza rayada y dolomita arcillosa constituyen el TST secundario, y la secuencia S18 ~ S21 facies de laguna plana de marea roca clástica-roca carbonatada constituye el tramo secundario del sistema de alto nivel de agua.
4)SS4—Secuencia del Ordovícico Inferior. La parte inferior es la interfaz de tercer nivel T22 (Figura 8.8, Figura 8.9), con un espesor de 280 ~ 420 my un límite de tiempo de 17 ~ 19 Ma. Su patrón paleogeográfico sedimentario es similar a la secuencia SS3, que se compone principalmente de cuatro secuencias de tercer orden (S22~S25). Entre ellos, S22 ~ S23 constituye el TST de segundo nivel, y S24 ~ S25 es equivalente al HST de segundo nivel en los perfiles del río Huiliqingshui y del río Pugedacao, lo que equivale a la falta de sedimentación del HST de segundo nivel.
5) Secuencia SS5-Ordovícico Medio y Superior.
El límite de tiempo es 40 ~ 41 ma, y la parte inferior es la interfaz T26 de quinto nivel (Figura 8.8, Figura 8.10), que se compone de cuatro secuencias de tercer nivel (S26 ~ S30) con un espesor de 272 ~ 503 m, de las cuales S26 ~ S28 constituye el TST de segundo nivel y S29 ~ S30 constituye un HST secundario ubicado en Ganluo Tianping.
6) Secuencia SS6-Silúrico. La parte inferior es la interfaz de secuencia de cuarto nivel T31 (Figura 8.8 y Figura 8.10), que generalmente es menos profunda hacia arriba. El límite de tiempo es de 60 a 65 Ma y se compone de 7 a 9 secuencias de tercer nivel. El TST secundario consiste en la secuencia de tercer nivel S31 ~ S35, que es principalmente facies sedimentarias de bahía de plataforma, limitada al este de la Falla Case, y generalmente se adelgaza hacia el norte y el este. El sistema secundario de alto nivel de agua consta de S36 ~ S39, que se distribuye principalmente al este de la falla del río Heishui. Entre ellos, S36 ~ S37 es una fase mixta costera y poco profunda en la parte norte del área de Ganluo, y un depósito de carbonato de facies de plataforma en la parte sur del área de Zhaojue, que se adelgaza gradualmente de sur a norte. S38 ~ S39 solo se encuentran en el valle de Pugelou y en la aldea de Lize en el sur, y pertenecen a las facies de laguna plana de marea.
7) Secuencia SS7-Devónico Inferior. La parte inferior es la interfaz secundaria T40 (Figura 8.8 y Figura 8.10). El límite de tiempo es 20 ~ 23 Ma, que consta de 5 ~ 7 secuencias de tercer nivel (S40 ~ S46), que solo se distribuyen en el sur de Butuo-Jinyang, al este de Puge-Ningnan y al norte de Ganluo, y están faltantes. en la parte central de la cuenca. La arenisca continental de grava gruesa en el fondo 0 ~ 0,3 m; el remanente (parte inferior de S40) es LST secundaria. Las rocas clásticas desde la parte superior de la Formación Pojiao hasta la costa (S43 ~ S44) son depósitos de TST secundarios. Falta la parte superior, que equivale a la parte superior del S45 y a todo el S46, falta el dominio del sistema secundario de alto nivel de agua.
8) Secuencia SS8-Devónico Medio y Superior. La parte inferior es el plano de movimiento tectónico II de Xichang, que es la interfaz de secuencia secundaria T47 (Figura 8.8, Figura 8.10). Consta de 0 a 7 secuencias de tercer nivel (S47~S53), con grandes cambios de espesor. En la sección Ganluo Qianxiang con el mejor afloramiento, el LST de segundo nivel es equivalente a la fase residual en la parte inferior de la secuencia S47 de tercer nivel, con un espesor de 0 ~ 0,1 m. La secuencia S49 es el TST de segundo nivel desde el nivel superior al tercer, y consiste en roca-lutita carbonatada en fase de plataforma. S50 ~ S53 son HST secundarios, ubicados en el área de Ganluo y compuestos de sedimentos mixtos de facies planas de marea. SS8 falta en diversos grados en las partes centro-sur y este de la cuenca.
9) Secuencia SS9-Pérmico Medio e Inferior. La parte inferior es el plano de cuasiplanificación que se inclina hacia el sur y el este en la parte superior del sistema Devónico-Silúrico, es decir, la interfaz secundaria T54 (Figuras 8.8 y 8.11). Compuesto por 5 a 6 secuencias de tercer nivel (S54~S59), es uno de los estratos marinos de mayor distribución. En general, la cobertura se adelgaza hacia el norte y el oeste, ascendiendo gradualmente el horizonte. La fase de transición marino-terrestre de 0 ~ 0,50 m en la parte inferior de P1 es el LST de segundo nivel. La Formación Qixia (secuencia S55 ~ S57) es equivalente a la TST de segundo nivel, y la Formación Maokou (secuencia S58 ~ S59). Es equivalente al HST de segundo nivel y falta la parte superior del HST.
Figura 8.10 Composición genética y distribución regional de las secuencias secundarias SS5~SS8 (la leyenda es la misma que la Figura 8.9).
10) Secuencia SS 10-Pérmico Superior. La parte inferior es la interfaz secundaria T60 de la superficie del movimiento tectónico de Wudong (Figura 8.8 y Figura 8.11). A excepción de las facies residuales de 0 ~ 0,1 m y los depósitos de facies fluviales y lacustres que contienen carbón en el fondo de la Formación Xuanwei en la parte oriental de la cuenca, el cuerpo principal es de basalto Emei de 1000 ~ 1500 m.
11) Secuencia ss 11—— 0—— Triásico inferior y medio. El límite de tiempo es 20 ~ 22ma, y el fondo es la interfaz T63 del cuarto nivel (Figura 8.8 y Figura 8.11, en la etapa inicial, se superpusieron directamente estratos de diferentes períodos. Entre ellos, los sedimentos continentales de la Formación Feixianguan (). S63) son sedimentos secundarios de LST, distribuidos principalmente en los Estados Unidos. En Gu, Zhaojue, Butuo y otras áreas, el espesor cambia mucho. La Formación Jialingjiang-Formación Leikoupo (S64 ~ S68) es un depósito de TST de segundo nivel, que solo se distribuye en las áreas de Meigu, Zhaojue y Ganluo en el este. Las partes central y occidental son depósitos de TST de segundo nivel, que son. Fases costera-mareal-laguna plana. Mezcla de rocas clásticas y rocas carbonatadas. En general, hay una secuencia ascendente de adelgazamiento y profundización, con un evidente aumento de rocas carbonatadas. La posible eliminación corresponde a un depósito secundario de HST.
12) Secuencia SS 12 - Triásico Superior - Jurásico Inferior. La parte inferior es la interfaz de primer orden T69 (Figuras 8.8 y 8.11 del Apéndice), que se compone de la subcapa superior de la Formación Baiguowan (S69 ~ S70) y la Formación Yimen del Jurásico Inferior (S71). SS12 está ampliamente distribuido en toda el área, cubriendo diferentes etapas de estratos en las primeras etapas, excepto Xinjigu en Ganluo, Kupaigou en Yuexi y la Formación Yimen en el área de Qiaojia-Zhaojue. Está compuesto por melaza continental (S69 ~ S700) y grupo de melaza roja (S71). Está compuesto por facies de delta en abanico fluvial-aluvial, facies de lagos de aguas poco profundas y fase de delta junto a lagos. - Rotación gruesa.
13) Secuencia SS 13 - Jurásico Medio y Superior - Cretácico Inferior. Esta secuencia falta en el margen Paleártico de las áreas de Ganluoxinji, Kupaigou y Qiaojia-Zhaojue, y la parte inferior es la interfaz secundaria T75 (Figura 8.8). Consta de secuencias de tres niveles S72~S74, donde la parte inferior de S72 es el LST de segundo nivel y la parte superior de S73 es el TST de segundo nivel. S74 es un HST secundario. La fase dominante es la fase lacustre, seguida de la fase delta y la fase fluvial. El LST de cada secuencia de tercer nivel está compuesto por facies de delta fluvial, el TST son principalmente subfacies de lagos profundos y poco profundos y el HST es principalmente delta sedimentario.
14) Secuencia SS 14 - Cretácico Superior - Paleoceno. La parte inferior es la interfaz de tercer nivel T75 y la superior es la interfaz de primer nivel T77 (Figura 8.8). Consta de S75 y S76 y se limita a la cuenca Mish en la parte occidental de la cuenca y la parte sur de la falla del río Zemu. El segundo LST es la fase eluvial del fondo, el segundo TST es la fase lacustre S75 y el segundo sistema de nivel alto de agua es el sistema de roca clástica gruesa dominado por el río S76 y el abanico aluvial.
Figura 8.11 Composición genética y comparación regional de las secuencias secundarias SS9 ~ SS12 (la leyenda es la misma que 8.9).
Relleno de secuencia y marco genético de 8.2.2.2
Basado en la división de los niveles de secuencia e interfaz, las características de llenado y la comparación regional, se estableció el marco genético de secuencia de la cuenca compuesta de Xichang. Marco (Figura 8.12). Se puede ver en la Figura 8.12 combinada con la Figura 8.8:
1) Las secuencias de llenado de la cuenca compuesta de Xichang incluyen 2 supersecuencias, 5 megasecuencias, 8 secuencias de primer orden y 14 secuencias de segundo orden. Secuencias, 76 secuencias de tercer orden y varias secuencias de segundo orden.
2) Los principales eventos de aumento del nivel del mar (lagos) incluyen el Siniano tardío, el Cámbrico temprano, el Ordovícico temprano, el Silúrico temprano, el Pérmico temprano, el Triásico temprano y el Triásico tardío. El nivel del mar aumentó durante el Cretácico temprano. Los principales eventos de disminución del nivel del mar (lago) incluyen el período Negativo tardío, el período Cámbrico tardío, el período Silúrico tardío, el período Devónico tardío, el período Devónico tardío, el período Pérmico Medio tardío, el período Triásico Medio tardío y el período Triásico Medio tardío. Período Jurásico temprano, descenso del nivel del mar a finales del Cretácico Inferior y Eoceno tardío.
3) La formación y evolución de la Cuenca Compuesta de Xichang fueron transformadas y superpuestas por múltiples movimientos tectónicos, lo que resultó en diversos grados de discontinuidad deposicional y pérdida estratigráfica. Los movimientos más importantes son el Movimiento Liujiang (60~65ma), el Movimiento Himalaya (40~45ma), el Movimiento Yanshan III (8~1~5ma) y el Movimiento Indosiniano I (3~5ma), seguido por el Movimiento Guxi. (3~5Ma 5Ma) y movimiento Wu Dong (1 ~ 5Ma). Finalmente, están el Movimiento Yanshan I (0,5 ~ 1ma), el Movimiento Xichang (0,1 ~ 1ma), el Movimiento Wantong (0 ~ 1ma) y el Movimiento Yanshan II (0 ~ 1ma), con un tiempo total faltante de 138.
4) La formación de la cuenca compuesta de Xichang ha pasado por tres etapas: consolidación del basamento plegado, desarrollo del margen pasivo y evolución de la cuenca interior, incluida la formación del basamento, margen continental pasivo, levantamiento y desprendimiento del manto y océano residual. cuenca, cuenca de antepaís, cuenca de depresión intracontinental y siete etapas de transformación de la cuenca.
Figura 8.12 Marco de relleno de secuencia de cuenca compuesta de Xichang (la leyenda es la misma que la Figura 8.9)
8.2.3 Evolución dinámica sedimentaria de la cuenca
En resumen, la La evolución de la cuenca compuesta de Xichang ha pasado por siete etapas de evolución de la cuenca: consolidación del basamento, margen continental pasivo, extensión del margen continental-levantamiento térmico, cuenca marina residual, cuenca de antepaís, cuenca de depresión intracontinental y transformación y extinción (Figura 8.13).
8.2.3.1 Etapa de formación del basamento de la cuenca
El Movimiento Jinning de finales del Neoproterozoico provocó que la zona pasara de un geosinclinal activo a una corteza estable, formando un basamento plegado.
En el Siniense temprano, la elevación del manto provocó una ruptura orogénica y la deposición de rocas volcánicas continentales (rocas clásticas gruesas), lo que indica que el Macizo del Yangtsé tenía un límite estable.
A finales del Siniense temprano, el Movimiento Chengjiang erosionó y aplanó el área, sentando las bases para la formación de la Cuenca Compuesta de Xichang.
8.2.3.2 La etapa inicial de desarrollo del margen pasivo
A finales del Siniense, afectada por el océano anterior a Tetis, la zona continuó hundiéndose lentamente y quedó en un estado costero estable. y ambiente marino poco profundo, formó la primera cubierta sedimentaria y marcó el período de desarrollo inicial del margen continental pasivo estable del Atlántico.
Figura 8.13 Modelo de evolución dinámica sedimentaria de la cuenca compuesta de Xichang
8.2.3.3 Etapa de desarrollo estable de margen pasivo.
Debido a la expansión del océano Pre-Tetis y del océano Paleo-Tetis, el margen occidental del río Yangtze quedó en un fondo extensional, mostrando un borde pasivo de fisuras en múltiples etapas que duró hasta el Pérmico temprano.
A principios del Paleozoico, con el aumento del nivel del mar, el levantamiento de la antigua cadena de arcos de islas de Luojishan y la influencia de la tierra central de Yunnan causaron una típica combinación sedimentaria de borde pasivo del Cámbrico-Silúrico.
Al final del Período Silúrico, debido a la influencia del Movimiento Guangxi (preludio del Movimiento Caledonio), la plataforma de esta zona se elevó hasta la tierra y pasó a formar parte del Antiguo Continente del Alto Yangtsé. .
Al comienzo del Devónico, las fallas de Heishuihe y Xiaojiang estaban significativamente activas, y la cuenca evolucionó desde la etapa de rifting intracontinental en el Devónico hasta la etapa de extensión y llenado tensional en el Devónico en el margen continental. .
Al final del Devónico, afectada por el Movimiento Liujiang (principal episodio del Movimiento Caledoniano), toda la región se elevó hasta convertirse en una penillanura con un norte alto y un sur bajo, lo que provocó distintos grados de denudación. en el Devónico superior se pierden todos los estratos del Sistema Carbonífero.
En el Pérmico Temprano, el levantamiento en forma de cúpula del Bloque Yangtze produjo una extensión, lo que llevó a un hundimiento regional. A medida que aumentaba el nivel global del mar, se produjeron transgresiones marinas generalizadas y comúnmente se depositaron rocas carbonatadas marinas poco profundas. El desarrollo de dolomita plana de arrecife en Ganluo y otras áreas refleja que el borde de esta área ha evolucionado hacia un margen continental pasivo maduro.
8.2.3.4 Fuerte etapa de extensión-levantamiento térmico en el borde
Al final del Pérmico Inferior, afectado por el Movimiento Wudong, se produjo una erupción de basalto continental a gran escala a lo largo del La falla de Xiaojiang duró hasta finales del Pérmico Superior, dejando la zona casi cubierta de basalto. El centro de la erupción es Zhaojue Bamboo Core-Ganluo Bobo Township, con un espesor de 1500 m. Este importante evento térmico indica que la extensión y separación del margen occidental del río Yangtze alcanzó su punto máximo (Xu et al., 1997). A finales del Pérmico, se desarrollaron series de facies fluviales y pantanosas de rocas clásticas que contienen carbón en la capa de basalto al este de la falla de Xiaojiang.
8.2.3.5 Etapas de desarrollo de las cuencas residuales
En el Triásico Temprano-Medio, se produjo un hundimiento diferencial en las fallas contemporáneas norte y sur. El lado oeste de la falla Xiaojiang era antiguo. área de denudación continental, y el lado este disminuyó la deposición. Desde el Triásico Temprano hasta el Triásico Medio, desde el sistema de rocas clásticas de la llanura aluvial roja hasta el sistema costero de rocas mixtas poco profundas y la deposición de la fase plana de marea de carbonatos, especialmente en las áreas de Zhaojue y Butuo, se desarrolló la Plataforma de Carbonato de Guanghai. La sedimentación es similar a la del noreste de Yunnan, pero significativamente diferente de la de la cuenca de Sichuan en el este, lo que indica que la transgresión en esta área se originó principalmente en las áreas marítimas del sur de Yunnan y Guizhou-Guangxi.
A finales del Triásico Medio, afectado por el Movimiento Indosiniano, esta zona y el Macizo del Yangtsé emergieron a tierra, poniendo fin a la historia de la sedimentación marina.
8.2.3.6 Etapas de desarrollo de las cuencas de antepaís circundantes
Durante el Triásico Tardío y el Noriano Tardío, debido a la convergencia de la Placa Norte de Tarim y la Placa del Norte de China, el río Jinsha Debido a la subducción hacia el este del antiguo Pacífico occidental (Xu et al., 1997), la actividad del bloque de falla en el borde occidental del Bloque Yangtze fue intensa, y la vasta y antigua zona de denudación continental heredada centrado en Xichang, incluidos Yuexi, Xide y Puge, se hundió en la fase continental de la cuenca. El agua del lago invadió desde Huidong y Huili en el sur hacia el norte, formando depósitos continentales de melaza. Más tarde, a medida que la cuenca se expandió hacia el este hasta Ganluo, Zhaojue, Meigu y otros lugares, se depositaron series de facies de ríos, lagos y pantanos de rocas clásticas que contienen carbón. Los sedimentos se adelgazan gradualmente hacia el este, mostrando características distintivas de la cuenca del antepaís. Al final del Jurásico Inferior, afectado por el Episodio I del Movimiento Yanshan, la cuenca fue empujada y elevada, poniendo fin a la evolución de la cuenca del antepaís.
Desde la perspectiva de las características sedimentarias, la cuenca Xichang es la misma que la cuenca Huili y la cuenca Jiangyi, lo que indica que es parte de la gran cuenca interior roja de Sichuan y Yunnan y aún no ha formado una cuenca independiente. cuenca.
8.2.3.7 Etapas de desarrollo de las cuencas de depresión intracontinentales
En el Jurásico Medio, la Cuenca Roja de Sichuan-Yunnan volvió a hundirse y el área se transformó en una cuenca intracontinental basada en el antepaís. cuenca de depresión. Debido a la obstrucción del levantamiento norte-sur de Hanyuan-Zhaojue, esta área se desarrolló gradualmente hasta convertirse en una cuenca independiente con propiedades obviamente diferentes de las de la cuenca del este de Sichuan, y depositó series de rocas clásticas rojas principalmente de facies lacustres. El patrón de la cuenca y las características sedimentarias en el Cretácico Inferior fueron similares a los del Cretácico Inferior, pero el alcance de la cuenca se redujo significativamente. Al final del Cretácico Inferior, la cuenca volvió a elevarse debido a la compresión por esfuerzos de este a oeste y sufrió una ligera deformación por pliegue. En el Cretácico Superior, la cuenca se limitaba a la cuenca Mishi. En el Paleógeno, el alcance de la cuenca se redujo considerablemente y se desarrollaron lagos residuales.
8.2.3.8 Etapa de rumbo-deslizamiento-compresión-transformación-contracción-desaparición de la cuenca
Desde finales del Eoceno, por la influencia de múltiples periodos de movimientos tectónicos, compresiones y El deslizamiento se ha intensificado, la intrusión de la napa occidental se localiza en la cuenca, comprimiendo y transformando la cuenca que se contrae, provocando que se doble, deforme, denude y muera. La reconstrucción y superposición de tensiones tectónicas de múltiples etapas no solo cambió el patrón estructural de la cuenca, sino que también cambió la posición original de la cuenca.