Tektonik des Südchinesischen Meeres - Tectonics of the South China Sea

Das Südchinesische Meeresbecken ist eines der größten Randbecken Asiens. Das Südchinesische Meer liegt östlich von Vietnam , westlich der Philippinen und der Luzonstraße und nördlich von Borneo . Tektonisch ist es vom Indochina-Block im Westen, der philippinischen Meeresplatte im Osten und dem Jangtse-Block im Norden umgeben. Zwischen der philippinischen Meeresplatte und der asiatischen Platte besteht eine Subduktionsgrenze . Die Entstehung des Südchinesischen Meeresbeckens war eng mit der Kollision zwischen der Indischen Platte und der Eurasischen Platte verbunden. Die Kollision verdickte die kontinentale Kruste und veränderte die Höhe der Topographie von der orogenen Zone des Himalaya bis zum Südchinesischen Meer, insbesondere um das tibetische Plateau herum. Die Lage des Südchinesischen Meeres macht es zu einem Produkt mehrerer tektonischer Ereignisse. Alle Platten rund um das Südchinesische Meeresbecken durchliefen eine Drehung im Uhrzeigersinn, eine Subduktion und einen Extrusionsprozess vom frühen Känozoikum bis zum späten Miozän .

Die Erdgeschichte lässt sich in fünf tektonische Entwicklungsstufen einteilen. (1) Entwicklung des Riftsystems (2) Ausbreitung des Meeresbodens, (3) Absinken des Südchinesischen Meeres, (4) Schließung des Südchinesischen Meeresbeckens und (5) Hebung von Taiwan.

Entwicklung des Risssystems

In der Anfangsphase der Entwicklung des Südchinesischen Meeres wurde ein Becken durch Erweiterung entwickelt, um zwei passive Ränder zu bilden. Der Konsens ist, dass sich die Ausdehnung von Nordosten nach Südwesten ausbreitete, obwohl einige Experten argumentieren, dass das Südwestbecken tatsächlich älter ist. Das Rifting und mehrere Gräben begannen um 55 Ma, basierend auf seismischen Profilen über das Südchinesische Schelf. Das Rifting verstärkte sich um 50 Ma aufgrund der Kollision der indischen und der eurasischen Platte.

Von Wang (2009) und von Cullen (2010) wurden zwei verschiedene Modelle vorgeschlagen, wie die Verlängerung eingeleitet wurde.

Wangs Modell für das Rifting im Südchinesischen Meer schlägt einen anderen Bereich der Riftentwicklung vor. Die nördlichen und nordöstlichen Teile des Südchinesischen Meeres bildeten ihre Risse schon früher im Paläozän . Die südlichen und südwestlichen Teile des Südchinesischen Meeres zeigten eine spätere Riftung um das Eozän oder später. Der Unterschied in Rifting und Zeitabstand zwischen den nordöstlichen und südwestlichen Regionen weist darauf hin, dass das Südchinesische Meer kein geologisch homogenes Gebiet ist und seine Lithosphäre gemäß seiner tektonischen Entwicklung in zwei Bereiche, Südwest und Nordost, unterteilt werden könnte. Die Gründe für diese Unterschiede im Rifting-Stadium können verschiedene sein, wie zum Beispiel der Aufprall von verschiedenen Platten und die unterschiedliche Verteilung der Plumes unter der Kruste. Es wurde angenommen, dass die Red River Fault entlang der westlichen Grenze des Südchinesischen Meeres das Rifting in den südlichen und südwestlichen Regionen beeinflusst. Strike-Slip-Fehler .

Cullen wies darauf hin, dass das Rifting des Südchinesischen Meeresbeckens bis in die späte Kreidezeit zurückverfolgt werden könnte und die Ausdehnung in zwei Episoden während des Känozoikums abgeschlossen wurde. Die erste Ausdehnungsepisode ereignete sich im frühen Paläozän und war weit verbreitet. Das erste Riftsystem befand sich hauptsächlich im Dangerous Ground (SE des Südchinesischen Meeres und im Phu Khanh Basin, vor der Küste Zentralvietnams. Es wird spekuliert, dass der Plattenzug zwischen den Philippinen und Südasien die Hauptkraft war, die die Ausdehnung des Dangerous . vorangetrieben hat Grund und andere Teile des Südchinesischen Meeres in dieser Anfangsphase. Die spätere Ausdehnungsepisode trat vom späten Eozän bis zum frühen Miozän auf und breitete sich in Richtung Südwesten aus. Während der zweiten Ausdehnungsstufe wurde die Kruste ausgedünnt und schließlich aufgebrochen.

Ausbreitung des Meeresbodens

Die Ausbreitung des Meeresbodens kann anhand der magnetischen Anomalie-Lineationen und der Verteilung von zwei Arten von Granit diskutiert werden. Theoretisch sollte die Ausbreitung des Meeresbodens während der Beckenöffnung der Riftphase folgen. Allerdings überlappen sich kontinentales Rifting und die Ausbreitung des Meeresbodens während des frühen Miozäns für etwa 5 my. Als sich beispielsweise der nordöstliche Bereich im Stadium der Ausbreitung des Meeresbodens befand, war im südwestlichen Teil ein Rifting im Gange.

Die Rekonstruktion der Ausbreitung des Meeresbodens nach dem Rifting kommt von magnetischen Anomalien. Es besteht kein Konsens über den genauen Zeitpunkt, zu dem sich der Meeresboden ausgebreitet hat. Braiset al. (1993) schlugen vor, dass sich der Meeresboden zwischen 30 Ma und 16 Ma ausbreitete. Neue Beweise, die im Gebiet der Luzon-Straße gefunden wurden, zeigen jedoch, dass die Ausbreitung bis zu 37 Millionen Jahre alt sein könnte. Der gesamte Prozess der Ausbreitung des Meeresbodens kann in zwei Teile unterteilt werden, die Ausbreitung im Nordosten und die Ausbreitung im Südwesten.

  • Während des Ausbreitungsprozesses des Meeresbodens wurden drei Ausbreitungsepisoden basierend auf den magnetischen Anomalien klassifiziert. Das Spreizzentrum des Meeresbodens springt dreimal, bei 25,5 Ma, bei 24,7 Ma und bei 20,5 Ma. Diese Sprünge gelten als die Grenzen der drei Meeresbodenausbreitungsepisoden, die die Erweiterung aus ihrer ursprünglichen Position im Xisha-Trog nach Süden verschoben haben. Abbildung 4 zeigt die Flugbahn des Ausbreitungszentrums des Meeresbodens.
    • 37 Ma bis 25,5 Ma. Ältere magnetische Anomalien 14-16 traten im Nordosten des Südchinesischen Meeres in der Luzonstraße auf, während jüngere (Anomalien 11-7) im zentralen und westlichen Teil des Beckens liegen. Diese Verteilung weist darauf hin, dass der Rücken während der ersten Episode der Ausbreitung des Meeresbodens von Ost nach West wanderte. Am Ende der ersten Etappe sprang der Grat 50 km von Nord nach Süd und es bildete sich parallel zum alten Grat ein neues Zentrum (Abb. 4).
    • 25,5 Ma bis 24,7. Der zweite, größere Sprung erfolgte am Ende dieser Episode. Die Lineationen der magnetischen Anomalie reichen von 7 bis 6B während dieser Episode.
    • 24,7 Millionen bis 20,5 Millionen Jahre. Der dritte Gratsprung bewegte sich weiter in südwestlicher Richtung. Die Geometrie des Südchinesischen Meeresbeckens nach 20,5 Ma ähnelt der aktuellen Form. Der Grat hörte nach dieser Etappe auf zu springen. Nach 20,5 Ma verlagerte sich die Meeresbodenausbreitung in den südwestlichen Bereich des Südchinesischen Meeres, wo sie etwa 16 bis 17 Ma endete.
  • Neben den magnetischen Anomalien könnte auch die Verteilung der magmatischen Gesteine ​​ein potenzieller Hinweis auf den Zeitpunkt der Ausbreitung des Meeresbodens sein.

Die Analyse der Petrologie mehrerer Mikroblöcke im Südchinesischen Meer wurde von Yan durchgeführt. Es wurden zwei Arten von Graniten klassifiziert. Sie sind tonalitischer Granit und Monzogranit . Tonalitischer Granit enthält einen höheren Gehalt an Ti, Al, Fe, Mg, Ca, Na und P, weniger Si und K und könnte aus dem Schmelzen des Mantels und der unteren präkambrischen Kruste stammen. Es wurde jedoch festgestellt, dass Monzogranit durch Krustenschmelzen gewonnen wird. Daher weist das Vorkommen von Monzogranit auf eine Ausdehnung der Lithosphäre des Südchinesischen Meeres hin . Die sich ändernden Verhältnisse dieser beiden Kategorien von Graniten, zusammen mit ihren Spuren- und Hauptelementzusammensetzungen, sowie die Petrologie zeigen auch den sich ändernden Charakter der Geschichte der Ausbreitung des Meeresbodens im Känozoikum.

Tektonische Modelle der Meeresbodenspreizung

Es gibt drei Hauptmodelle, die versuchen zu interpretieren, wie die Öffnung und Bildung des Südchinesischen Meeres über lange geologische Zeiträume hinweg geschah. Sie sind das Kollisions-Extrusions-Modell, das Subduktions-Kollisions-Modell und das Hybrid-Modell.

Kollisions-Extrusionsmodell

Das Kollisions-Extrusions-Modell argumentiert, dass die Öffnung des Südchinesischen Meeresbeckens mit der Kollision der Indischen Platte und der Eurasischen Platte zusammenhängt . Die Borneo- und Indochina- Platte werden immer noch als ein einziger Block betrachtet und aneinander befestigt. Als Indien mit Eurasien kollidierte, wurde ein Teil des Kontinents nach Südosten gedrängt. Dies wird von einigen Zeitungen auch als "kontinentale Flucht" bezeichnet. Dieses Modell argumentiert, dass die Ausbreitung des Meeresbodens durch den Stoß der Kollision im Westen ausgelöst wurde. Infolgedessen bildete sich ein Strike-Slip-Fehler. Im linken seitlichen Teil dieser Streichverschiebung wurde ein Spreizrücken eingeleitet . Die Ausbreitung des Meeresbodens endete mit dem Stoppen der Extrusion. Aufgrund der Ausbreitung des Meeresbodens wurde der Borneo-Block einer Rotation unterzogen. Obwohl dieses Modell die geometrische Veränderung des Südchinesischen Meeresbeckens während seiner tektonischen Entwicklung erklärt, ist es an einigen Stellen noch vage, insbesondere in Bezug auf die Rotation von Borneo. Dieses Modell schlägt auch vor, dass entlang der Nordseite von Borneo keine Subduktion stattfand, was angesichts der Existenz von Überschiebungsstörungen im südöstlichen Südchinesischen Meeresbecken schwer zu erklären ist.

Subduktions-Kollisionsmodell

Das Subduktionsmodell zeigt, dass die Öffnung des Südchinesischen Meeres durch den Plattenzug aus der Subduktion einer proto-Südchinesischen Meeresplatte südlich unter Borneo verursacht wurde. Die Existenz der Sabah-Orogenese unterstützt diese Subduktion. Die Subduktion beginnt im Paläozän und endet im frühen Miozän. Der Nachteil dieses Modells besteht darin, dass es Änderungen der Ausbreitungsachsen des Meeresbodens während der Ausbreitung des Südchinesischen Meeresbeckens oder der Rotation von Borneo nicht erklären konnte.

Hybridmodell

Das Hybridmodell kann als eine Mischung aus dem Kollisions-Extrusions-Modell und dem Subduktions-Kollisions-Modell angesehen werden. Einige der Elemente werden aus dem Kollisions-Extrusions-Modell beibehalten, wie die Rotation von Borneo, jedoch wurde auch angenommen, dass die Subduktion die Extrusion begleitet. Die Subduktionszone wanderte in Richtung Südosten des Südchinesischen Meeres, was mit der ehemaligen konvergenten Grenze am Nordrand des Borneo-Blocks übereinstimmt. Dieses Modell wird häufiger verwendet als die anderen beiden.

Beginn der Schließung des Südchinesischen Meers

  • Die Kollision zwischen der australischen und der asiatischen Platte verursachte die Rotation von Borneo und die Schließung an der Südgrenze des Südchinesischen Meeres.
  • Fünf kleinere Kollisionen mit Krustenverdickung ereigneten sich und spielten eine bedeutende Rolle bei der Blockierung des Seeweges zwischen Indonesien und dem Pazifik.
  • Die Kollision zwischen dem Luzon Arc und dem asiatischen Festland führte zur Hebung Taiwans . Diese Kollision wandert seit dem Miozän nach Westen. Mit der Kollision zwischen Platten wurden Vulkane aktiv. Wanget al. (2000) berichteten über drei vulkanische Ascheschichten, die sich um 10 Ma, 6 Ma und 2 Ma im Südchinesischen Meer konzentrierten und mit Kollisions- und Subduktionsereignissen im Osten verbunden waren, die nach der Ausbreitung des Meeresbodens auftraten.
  • Die Luzon Strait wurde mit der Hebung von Taiwan eröffnet. Die Änderung der Meerwassertiefe in der Luzon-Straße verursachte erosivere und kalte Bodenströmungen aus dem Westpazifik, um das Karbonat unterhalb der Luzon-Straße aufzulösen. Die Eröffnung der Luzon-Straße markierte den Beginn des Südchinesischen Meeresbeckens als halbgeschlossenes Becken.

Absinken des Südchinesischen Meeres

Im Zuge von Rifting, Ausbreitung des Meeresbodens und Kollision kam es auch im Südchinesischen Meer zu Setzungen. Aufgrund der einzigartigen Lage des Südchinesischen Meeres während des Känozoikums mit einer Subduktionszone auf der Ostseite, der Red River Scherzone im Westen und dem Springen des sich ausbreitenden Rückens nach Süden, entwickelten und verursachten Senkung, die ein Becken bildet. Im Südchinesischen Meer findet man sowohl Rift-bedingte Subsidenz als auch post-Rift thermische Subsidenz.

  • Im östlichen Bereich wurde durch die Subduktion des Südchinesischen Meeres unter die philippinische Meeresplatte ein Fore-Arc-Becken gebildet. Palawan und Taixinan Basins sind typische Beispiele für diese Art von Bodensenkungen.
  • Im westlichen Bereich verursachten mehrere Streichbewegungen und normale Verwerfungen die durch die Scherzone Red River verursachte Senkung. Das Yinggehai-Becken mit der dicksten Sedimentfüllung (14 km) hat sich in diesem Gebiet entwickelt.
  • Im südlichen Bereich bildeten sich durch das Rifting normale Verwerfungen. Einige Becken in diesem Gebiet haben jedoch zwei Teile in ihrer Absenkungsgeschichte, wie das Malaiische Becken und das Penyu-Becken . Die Stadien sind durch regionale Inversion im Miozän ~16 Ma unterteilt. Diese Inversion trennte die Absenkung in Syn-Rift- und Post-Rift-Stadien statt in einen kontinuierlichen Absenkungsprozess.

Auch im Südchinesischen Meer gab es um 25 Ma und 5 Ma eine Änderung der Setzungsrate. Um 25 Ma sprang der sich ausbreitende Grat von Südwesten und löste im Nord-Südchinesischen Meer mit Beginn der thermischen Senkung thermische Absenkungen und Meeresüberschreitungen aus. Eine Änderung der Rate um 5 Ma trat mit der Senkung in der östlichen Zone auf und die Rate erhöhte sich aufgrund der Kollision des Luzon Arc in der Region des heutigen Taiwan. Auch im NW des Beckens, im Yinggehai-Becken nach 5 Ma, kommt es durch die Bewegungsumkehr der Red River Fault zu erneuten Setzungen.

Verweise