Геологическое строение и полезные ископаемые китая

Породы, образовавшиеся в Архее (4.6-2.5 млрд лет) и Протерозое (2.5-1.8 млрд лет) формируют, в основном, нижние горизонты коры, а их выходы на поверхность Земли составляют 5% – 8% от общей площади поверхности китайского континента. Пять периодов намечаются в тектонической истории китайского континенте в мезопротерозое и раннем кембрии. Основные коллизии и слияния фрагментов континентальных блоков, слагающих континентальный Китай, произошли в Индонезийский тектонические период (260-200 млн лет). Коллизионные зоны были созданы в этот же период. Более чем три четверти континентального Китая составили часть суперконтинента Пангея в районе к северу и востоку от зоны Bangongco-Nujiang. В то же время, широко распространенные внутри плитные процессы складчатости и разломообразования (сформировавшие Индонезийскую тектоническую систему) привели к осадкообразованию, создавшему осадочный чехол, покрывший большую часть китайского континента. В раннем мезозое Гималаи и смежные континентальные блоки были присоединены к Гондване. Позже эти блоки были отделены от Гондваны и мигрировали на север, до их столкновения с южной окраиной Евразии в Banggongco-Nujiang и Yarlung Zangbo зонах коллизии. Зоны коллизии, создавшие Гималайскую тектоническую зону и Гималайские горы, не формируются до неогена. Современный рельеф континентального Китая формируется, в основном, в миоцене – раннем плейстоцене (“Неотектонический период”).

Геологическая карта Китая (Китайская Геологическая Служба).

Эрозия Гималаев – очень важный источник осадков, которые переносятся такими крупными реками, как Инд к Индийскому океану, и Ганга и Брахмапутра к Бенгальскому заливу.
С точки зрения геологического строения Китай можно подразделить на несколько частей.

В центральной части Китая располагается лессовое плато – крупнейшее в мире четвертичное месторождение лесса.
Аллювиальная Восточнокитайская равнина простирается от широты г. Пекин на севере, до дельты реки Янцзы на юге, прерываясь лишь магматическими провинциями Шаньдуньского полуострова.
К югу от реки Янцзы ландшафт, в основном, горный, с преобладанием осадочных отложений и отложений кратона Янцзы.

Наиболее известны в Китае карстовые ландшафты в провинциях Гуанси и Юньнань.
Аллювиальный Сычуаньский бассейн окружен горами Qinling на севере и Гималаями на западе и юго-западе.
Большая часть Северо-Восточного Китая (Маньчжурия), является аллювиальный равниной, лишь приграничные районы с Кореей представляют высокогорную местность.
На западе Китая располагается Тибетского плато, средняя высота которого составляет более 4000 метров над уровнем моря. Юньнань-Гуйчжоуское нагорье является юго-восточным расширением Тибетского плато.
На территории Китая располагаются сотни осадочных бассейнов. Мезо-кайнозойские осадочные бассейны, заполненные породами континентальных фаций обеспечивают 95% текущей добычи нефти в Китае. Наличие палеозойских пород морских фаций доказано в Таримском бассейне и в юго-восточных провинциях.

Индийский субконтинент проник в Еврjазиатский континент более чем на 1500 км. Коллизия между Индийским субконтинентом и Евразийским континентом продолжается и в настоящее время, что приводит к дальнейшему росту Гималаев и Тибетского плато.

Плита, несущая на себе Индию, отделилась от Антарктиды примерно 200 миллионов лет назад. После отделения Индийская плита перемещалась на север, замыкая море Тетис, и около 55 миллионов лет назад (в палеогеновое время) началась коллизия с Азией с приблизительной скоростью пяти сантиметров в год.

Так как мощная и прочная континентальная Индийская кора субдуцирует под относительно более слабую и тонкую кору Тибета, то в результате толкает вверх Гималайских гор. Индийская плита толстая и имеет относительно низкую плотность для того, чтобы быть субдуцированной под Азиатскую плиту. Коллизия привела к тому, что морские донные отложения оказались вытолкнутыми на высоту 8-9 км, Тибетское плато оказалось на средней высоте 4 – 5 км над уровня моря, а породы земной коры были перемешены на сотни километров к востоку и юго-востоку.

На протяжении долгого времени, тектонические построения базировались исключительно на геологических данных, что позволяло делать научно обоснованные выводы лишь о самых верхних горизонтах коры – осадочном чехле и верхах кристаллического фундамента. В последние годы все больше внимания уделяется структуре литосферы, исследуемой с помощью геофизических методов. Структура мантии Земли изучается методами сейсмической томографии. Глубинные геодинамические процессы Земли, познание которых не возможно без знания глубинной структуры, являются причиной значительных геотермальных явлений в Мезо-Кайнозое на территории Китая, являются движущим механизмом тектонических сжатий и расширений, источником магматизма.
Коллизия Индостана и Евразии привела с значительным деформации земной коры в южных и центральных частях Азии, но влияние коллизии на подлитосферные горизонты мантии слабо изучены. Исследования сейсмической анизотропии и вулканизма дают основания предполагать, что в результате коллизии образовался значительный поддвиг блока литосферы под Азиатский континент, похожий на наблюдаемые латеральные экструзии азиатских блоков земной коры.

Схема латеральных изменений скорости Pn волн, активных тектонических блоков и эпицентров сильных землетрясений.

Сейсмическая томография выявила низкоскоростные структуры в верхней мантии под Северным Китаем. В среднем, скорости Pn (головных) волн в таких тектонически стабильных регионах, как платформенные кратоны, имеет тенденцию к повышению своих значений, в то время как в тектонически активных областях скорости имеют тенденцию к понижению. Для регионов, в которых развиты условия сжатия, как правило, скорости Pn более высокие, а для расширяющихся бассейнов или грабенов скорости имеют тенденцию к снижению. В ряде регионов выявляется анизотропия скорости Pn волн. В юго-восточной части плато Qingzang направлениt максимальной скорости Pn смещается, что, возможно, связано с перемещением к юго-востоку вещества, слагающего это плато за счет коллизии Индийской и Азиатской плит и сжатия вдоль дуги Гималаев. Заметная анизотропии скоростей существует в регионе заливе Бохай, которая, скорее всего, указывает на расширение земной коры и возможную магматическую активность в этом районе.

Трехмерное изображение структуры мантии под Китаем и прилегающих к нему территорий была получена с использованием томографии на годографах Р-волн. Для инверсии использованы времена вступления Р-волн, зарегистрированные на 745 сейсмических станциях Китая и глобальный набор данных от Международного сейсмологического центра. Сейсмические лучи построены для 3712 местных землетрясений и 4623 телесейсмических событий за период от 1978 года по 1995 год. В общей сложности в исследовании были использованыо217569 сейсмических луча.

Томография на Р-волнах выявляет непрерывную, низкоскоростную астеносферную структуру в мантии, которая простирается от Тибетского плато до восточной части Китая, что находится в соответствии с представлением о латеральной экструзии в мантии, возникшей в результате коллизии. Численные расчеты показывают, что диффузионный астеносферный апвеллинг, рифтогенез, и широкое распространение кайнозойского вулканизма на востоке Китая могут иметь место:

а) при наличии астеносферы c низкой вязкостью;
б) продолжающейся в последние ~ 50 млн. лет инъекции вещества плит в зоне Индо-Азиатского столкновения;

б) при значительной латеральной экструзии астеносферы мантии, вызываемой инъекцией вещества в зоне коллизии.

Вертикальный разрез (линия профиля показана на карты под разрезом) литосферы и верхней части мантии под Тибетским плато, полученный методом томографии на Р-волнах (He et al., 2010). Красным и синим цветами обозначены низкоскоростные и высокоскоростные аномалии, соответственно. Масштабная шкала возмущений скорости показана в нижней части рисунка. опографии поверхности показана выше сечения (Zhao, D. and L. Liu 2010).

Две зоны низких скоростей выявлены в коре и в мантийном клине над погружающейся Индийской плитой, которые могут представлять из себя высоко температурную аномалию или даже зону частичного плавления, ассоциируемую с угловым тепловым потоком и процессами дегидратации плиты (эти геодинамические процессы близки по природе к процессам формирования магматизма островных дуг, несмотря на то, что субдуцирует континентальная плита).
На Тибетском плато, нет видимых вулканов, но геотермальные аномалии широко распространены. Поскольку дегидратация субдуцирующей континентальной плиты не так интенсивкна, как у погружающейся океанической плиты, а также потому, что земная кора Тибете слишком толстая, расплавленное вещество верхнемантийного клина не может достичь поверхности – что и приводит к отсутствию действующих вулканов на Тибетском плато.