东、西部构造地貌，如何反转和倒置？

发布日期：2025-03-07 13:47    点击次数：106

一、新生代以来东南亚板块构造演化

始新世，由于印度洋盆快速扩张，印度板块快速向欧亚板块漂移，运动速率约为非洲板块的5倍左右，大印度板块在其东北部分开始与欧亚板块碰撞。澳大利亚板块与南极洲板块继续分离，澳洲板块向北北东方向漂移。欧亚板块位置基本固定，仅有羌塘板块、拉萨板块以及东南亚各小板块继续向欧亚大陆拼贴，中国大部已经开始陆相沉积。板块相对运动奠定了现今诸多山系的雏形，喜马拉雅山系开始形成（李江海等，2013）。 

图片

新生代以来新特提斯洋盆闭合过程的古板块恢复图(65Ma-现今)（李江海等，2013）印度-亚洲板块的碰撞始于始新世早期，形成什约克-雅鲁藏布江俯冲带，随着新特提斯洋俯冲闭合（~50Ma），形成印度-雅鲁藏布江俯冲带；55-50Ma左右时，印度-澳洲板块俯冲在东南亚形成苏门答腊-爪哇前陆冲断带，印支板块持续发生右旋转动和向东南逃逸 

图片

中生代以来欧亚非古板块-古地理再造图（Ron Blakey, 据互联网资料） 

图片

中国东部板块构造演化及近海盆地的发育过程(朱伟林等，2015)始新世中国大部分为陆相碎屑沉积，仅在我国青藏南部以及东南亚大部发育浅海相灰岩、泥页岩。欧洲中部广泛发育陆表海（或湖泊相），呈浅海相泥页岩沉积。始新世海陆界线方面，中亚、北亚为陆地，仅在东南亚和青藏南部仍为浅海或陆棚海。印度北部也为浅海。 

图片

华南东部陆缘新生代构造演化模式图（王新毓等，2020）二、晚中生代以来我国古地理和气候环境 中生代时期中国地形曾经东高西低。中生代华南陆缘存在以燕山期岩浆弧为主体的华夏海岸山脉。这一地形屏障可能阻挡了潮湿的太平洋气流，使白垩纪时期中国内陆异常干旱（Chen et al., 2021）。华南白垩纪断陷盆地群主体呈NE—SW走向展布。早白垩世沉积物主要集中分布在内陆，其面积和厚度向沿海呈递减趋势；晚白垩世沉积物更多集中在沿海，其面积和厚度从内陆至沿海呈递增趋势。华南主要沉降中心早白垩世-晚白垩世经历了从内陆至沿海的转移。华南白垩纪地壳伸展作用诱发大规模的岩浆活动，形成NE—SW走向宽大于600km的岩浆岩带，总出露面积约14万km2。其中，侵入岩以花岗岩为主，分布在长江中下游、江南造山带和华夏地块；喷出岩以玄武岩、安山岩和流纹岩为主，分布在赣江断裂带以东的沿海地区。它们可分为早、中、晚三期，即：早白垩世（145~137Ma）埃达克岩和片麻状花岗岩，中白垩世（136~118Ma）A型花岗岩和钙碱性火山岩，和晚白垩世（107~90Ma）A型花岗岩和双峰式火山岩。这些白垩纪岩浆岩从内陆至沿海呈逐渐年轻的趋势（张岳桥等，2015）。 

图片

华南白垩纪盆地、岩浆和断裂分布图（张岳桥等，2015）约6600万-2300万年的古近纪，中国存在一条横贯东西的干旱带,中国东南部也就是现今的江南水乡还属于干旱气候，植被主要是干旱或半干旱类型（李树峰等，2021）。始新世中晚期，华北盆地区域沉积范围进一步扩大，原来孤立的湖泊在此时连成一片，咸水湖泊相及盐湖相发育。由于南岭山地升起，南岭两侧成为不同的气候区。南岭以北，以江汉盆地为中心的干旱区，成盐作用继续发育（吴贇等，2019）。大约2300万年前的中新世开始，这条干旱带逐渐消失，取而代之的是西干东湿的气候格局。晚白垩世和第三纪我国红色沙漠的形成，与当时所处的亚热带动力高压带的下沉气流有关。第四纪我国亚热带红色沙漠消失，温带黄色沙漠形成，主要是青藏高原大规模隆起高大地形的热力、动力作用，对冰期行星大气环流进行重新调整的结果。第四纪以来青藏高原隆升使东南部气候温暖湿润、沙漠消失，也使西北部气候变干旱、草原变沙漠（董光荣等，1994）。现代东亚季风系统建立前，尤其是古近纪早、中期，青藏高原东缘仍然处于行星环流所控制的干旱带内，青藏高原东缘形成大面积的古近纪沙漠沉积。由干旱向潮湿、行星风系向季风风系转换的界面，暗示东亚季风建立事件的发生（江新胜等，2012）。高原东北部在25-22Ma发生显著的构造抬升，与亚洲内陆荒漠和东亚季风系统起源的时间基本一致（肖国桥等，2014）。晚渐新世23.8Ma左右中亚降温与干旱化事件同时发生，暗示渐新世末全球降温也可能是中亚干旱化的原因（董欣欣等，2013）。 

图片

古近纪和新近纪的气候空间图（肖国桥等，2014）古近纪地壳稳定，燕山期山脉逐渐夷平，地势达准平原。古近纪我国温暖湿润区宽广，气流呈明显纬向分异的行星风系环流形势。新近纪青藏地区结束海洋环境、完全成陆，高原1000米左右高度，季风环流初步建立（赵清，1991）。青藏高原出现以前，来自印度洋的暖湿气流，可以到达中国大陆西北部并引起降水，且行星风系的风向与纬度走向一致。青藏高原出现以后，对西风带产生影响。由于青藏高原的平均高度在4700m以上，成为西风流动的最大障碍。低对流层的西风遇到青藏高原以后，即分为南北两支。来自印度洋的暖湿气流被青藏高原阻挡，难进入中国大陆。但是偶尔绕过高原的印度洋暖湿气流，会引起我国西部少量的降雨，形成喜马拉雅山前的强降水地区和我国西南的强降水地区。而来自太平洋的气流，为中国大陆降水的主要来源，造成我国降雨量东南部偏多，越往西北越减少，西北部变成干旱中心地区（张力小等，2001）。更新世中期青藏高原隆升达到3000m以上，现代季风环流建立、东亚大陆温度带南移、亚洲中部沙漠积极发展、典型黄土普遍堆积等，是统一的自然历史过程，并最终演变为今日季风气候系统（王乃昂，1988）。三、新生代以来我国东、西部构造地貌的倒置过程新生代初期65Ma，中国东部海拔接近4000米，日本和朝鲜还拼贴在中国东部，属于中国东部高原的一部分，中国西部还是低平原，大河向西流，汇入古特提斯洋（梁光河，2019）。约5500万年前印度-澳大利亚板块和欧亚大陆发生碰撞，导致喜马拉雅-青藏高原阶段性隆升，东亚地形格局和气候模式也随之发生剧烈变化，从西低东高变为西高东低，从行星风系变为季风风系。东亚水系逐渐形成，同时塑造了陆上地貌并控制陆源物质向边缘海的输送（Jin et al., 2022）。45Ma左右随着印度欧亚碰撞，青藏高原急剧隆升，24Ma左右，青藏高原隆升到大约4000米，而中国东部已经发生大规模微陆块裂解和漂移，构造伸展和地幔上涌，伴随着风化剥蚀，中国东部高原整体下降，中国东部海拔高度不高于2000米，长江并向东流入东海。新近纪后期青藏高原的进一步隆升直到现在，中国东部进一步沉降，产生中国地形地貌的三个明显阶梯，造就长江，也形成“大河向东流”的格局（梁光河，2019）。 

图片

中国新生代东西方向跷跷板式运动变化过程图（梁光河，2019）黄河、长江的形成演化，是新生代以来地球系统演化的重大事件，是新近纪以来青藏高原持续抬升和亚洲大陆东部伸展沉降共同作用的产物。新生代以来，随着印度板块与欧亚大陆碰撞，青藏高原开始形成、地表隆升；而太平洋板块向亚洲大陆之下俯冲，亚洲大陆东部构造伸展，形成东部裂谷盆地及西太平洋边缘海，造成中国大陆地势从东高、西低变为西高、东低。随之的东亚季风形成、强化，导致黄河、长江水系形成。自晚第三纪末期，青藏高原隆升带动下，中国大陆自西向东相继抬升，逐渐形成三级台阶，使长江河道的发育乃至全线的贯通成为可能。在内外营力的共同作用下，地形相对高差加大，流水活跃，溯源侵蚀加剧（肖建新等，2014）。长江的形成直接奠定了中国南方的地理地貌格局，长江中、下游的形成涉及不同河流段和沉积之间的贯通，以及河流和湖泊之间的相互作用。长江的贯通问题，其实就是要回答四川盆地与江汉盆地的水系连通的问题。 

图片

沿长江（重庆-宜昌段）的地形剖面（王平等，2013）地形剖面由长江干流两侧10km宽度条带内每间隔1km提取的最大和最小高程绘制长江中游河段曾经作为古长江西支，自东向西汇入南流的古金沙江，最终注入南海；而长江下游河段曾作为古长江东支，遵循与现今类似的途径，自西向东注入东海，两者的分水岭大致位于长江三峡黄陵背斜一带。随着古长江东支的溯源侵蚀，切穿分水岭，袭夺西侧古长江西支，使其逐渐反向，最终袭夺古金沙江，长江得以贯通。古长江东支和西支的分水岭，位于川东－湘鄂西弧形断褶带的“中线”附近的向斜谷地内，直到中新世才形成现今贯通的长江（王平等，2013）。 

图片

三峡贯通与嘉陵江曲流型叠置河谷形成的关系示意图（江华军等，2014）长江三角洲属于扬子-京畿地块，地表以下堆积厚度达200-400m的晚新生代松散沉积物，松散层以下基岩多发育侏罗系火山碎屑岩，基岩及松散地层内隐伏着一系列以北东向为主的断裂。第四纪新构造运动中，地壳和海平面频繁升降，最后一次大海侵结束后，长江携带的泥沙不断沉积，开始在江口发育三角洲（邹志友，2010）。长江三角洲在距今约8000年前开始发育（赵宝成，2013），主要由长江携带的丰富泥沙经历百余万年持续堆积演变。首先河口出现砂坝，迫使河流分叉，形成南北叉道（魏子新，2003）。四、珠江-红河-南海盆地的新生代响应华南河流流域在3200万年前从主要发育于华夏地块东南沿岸的小型河流开始向扬子地块内部溯源侵蚀，并在约3000万年前形成类似现代规模的格局。发生于晚始新世-早渐新世的青藏高原东南部隆升导致华南地块的地形倒转，并促进华南河流流域的向西溯源侵蚀和珠江主体的形成。现代珠江，发源于云贵高原，流经华南地块（包括华夏地块和扬子地块），自广州汇入南海。珠江三角洲中最古老的沉积年龄为40～60ka，属晚更新世（杨桂青，2017）。珠江演化历史的研究表明珠江不同于东亚其他大河，珠江最初形成于华南地块东南沿岸，随后逐渐向西溯源侵蚀，形成发育过程可能与华南地块构造演化密切相关（Jin et al., 2022）。莺歌海盆地位于红河断裂带（RRFZ）东南端，是典型的断裂盆地。RRFZ长约1000公里，北起华南地块，南至印支地块，与印度板块和欧亚板块之间碰撞有关。莺歌海盆地的形成受印支地块和华南地块相继的顺时针挤压作用控制。RRFZ在34-17Ma为左旋走滑断层。17-5Ma的静止阶段之后，由于印支地块的顺时针旋转放缓，沿RRFZ的运动变为右旋。这种从左向右运动的变化支持两相挤压模型，即早期印支地块向东南方向碰撞逃逸，随后为容纳现今西藏和华南的逃逸而发生变化。莺歌海盆地位于RRFZ近海延伸区，南东-北西向展布，最初为左旋走滑盆地，后发展为右旋走滑盆地（Noda，2013）。 

图片

红河断裂带（RRFZ）与莺歌海盆地的地质背景（Noda，2013）SMF, 松马断层; HD, 河内洼地; GT, 北部湾; YB, 莺琼盆地; MB, 马来盆地; PB, Pattani 盆地红河可能在中新世之前与中扬子河和湄公河相连，分别在中新世中晚期失去源头。流域重组可能是对青藏高原东部地表快速隆升的响应（Wang et al., 2019）。 

图片

晚始新世以来珠江演化示意图（Jin et al., 2022） 

图片

红河水系古地理演化图（Wang et al., 2019）五、东海盆地新生代的构造响应东海陆架盆地位于欧亚板块东南缘、西太平洋俯冲带前缘，北北东向展布，处于华南陆块（包括扬子地块和华夏地块）之上，其基底是华夏地块在东海陆架的延伸（许欣雨等，2015）。东海盆地以晚白垩世-新生代沉积为主的新生代盆地（赵志刚等，2016），由台北拗陷、舟山隆起、浙东拗陷、钓鱼岛隆褶带和冲绳拗陷构成。 

图片

东海及其邻域的断裂构造分布图（姚刚等，2018）东海陆架盆地呈北东走向展北；由于地区经历多期构造运动，整个东海陆架盆地由多个小型凹陷组成，凹陷与隆起带之间存在平移断层进行分隔 

图片

东海盆地南、北段地质结构示意剖面（刘金水等，2020）东海盆地是在活动大陆边缘减薄陆壳之上的，由于洋-陆俯冲消减所引起的张裂、拉伸作用而形成的弧后裂谷型盆地。东海盆地陆架外缘隆起控制着东海盆地的演化过程，它形成于晚白垩世，白垩纪末至古新世已开始断陷，到瓯江运动以后转入裂后拗陷。而盆地东部的西湖凹陷，则存在明显滞后现象，是陆缘隆起和增生楔的复合体（赵志刚等，2016）。中新世后由于菲律宾海板块的活动而解体为现今的钓鱼岛隆褶带和琉球隆起（赵志刚等，2016）。东海盆地由陆向海地壳减薄、沉降沉积中心由西而东、由陆向海转移亦非常明显。东海地壳厚度由西部大陆架往东到冲绳海槽，地壳厚度明显减薄。盆地裂陷和沉降沉积中心从晚白垩纪开始，亦表现出明显的“向洋迁移”。东海盆地形成于太平洋板块俯冲导致的弧后扩张作用，随着俯冲带不断后撤，发生由西向东逐渐变新构造迁移。古近纪多次受海侵影响，由于近邻菲律板块俯冲带，盆地新近纪发生过多期反转，在凹陷中央反转背斜构造带发育，如西湖凹陷纵贯整个凹陷南北向发育的巨型长垣带（朱伟林等，2015）。 

图片

东海盆地的形成与演化（朱伟林等，2015）华南陆缘在新生代期间经历千米量级的盖层剥蚀和山脉隆升；同时，东海陆架盆地发育多期反转构造。华南东部陆缘地区至少存在晚始新世（34.5～33.5Ma）、中中新世（16～11.5Ma）、上新世以来（5～0Ma）三期快速隆升，地层剥蚀量分别为227m、593m和865m；东海陆架盆地经历古新世末-始新世初（～56Ma）、始新世末-渐新世初（～32Ma）和晚中新世（～10Ma）三期构造反转，导致局部地层最大剥蚀量分别可达1200m、1300m和2000。东海陆架盆地的始新世末-渐新世初（～32Ma）和晚中新世（～10Ma）的构造反转，分别滞后于浙江的晚始新世（34.5～33.5Ma）和中中新世（16～11.5Ma）的隆升时间，说明这两期挤压剥蚀事件分别具有自西向东迁移，即印度-欧亚板块碰撞的远程效应可能是动力；东海陆架盆地的反转剥蚀量大于浙江境内的地层隆升量、挤压强度东强西弱，中新世晚期菲律宾海板块向西俯冲，导致冲绳海槽弧后伸展产生向西的挤压力、向陆内传递可能是动力（王新毓等，2020）。 本站仅提供存储服务，所有内容均由用户发布，如发现有害或侵权内容，请点击举报。