Тектоника Южно-Китайского моря

Бассейн Южно-Китайского моря является одним из крупнейших окраинных бассейнов Азии. Южно-Китайское море расположено к востоку от Вьетнама , к западу от Филиппин и пролива Лусон , а также к северу от Борнео . Тектонически он окружен блоком Индокитая на западе, плитой Филиппинского моря на востоке и блоком Янцзы на севере. Граница субдукции существует между плитой Филиппинского моря и Азиатской плитой. Формирование бассейна Южно-Китайского моря было тесно связано со столкновением Индийской и Евразийской плит . Столкновение привело к утолщению континентальной коры и изменению рельефа от Гималайской складчатой зоны до Южно-Китайского моря, особенно вокруг Тибетского нагорья. Расположение Южно-Китайского моря делает его продуктом нескольких тектонических событий. Все плиты вокруг бассейна Южно-Китайского моря подверглись вращению по часовой стрелке, субдукции и процессу экструзии от раннего кайнозоя до позднего миоцена .

Геологическую историю можно разделить на пять тектонических этапов эволюции. (1) развитие рифтовой системы (2) расширение морского дна, (3) опускание Южно-Китайского моря, (4) закрытие бассейна Южно-Китайского моря и (5) поднятие Тайваня.

Развитие рифтовой системы

На начальном этапе освоения Южно-Китайского моря бассейн развивался путем расширения с образованием двух пассивных окраин. По общему мнению, расширение распространялось с северо-востока на юго-запад, хотя некоторые эксперты утверждают, что юго-западный бассейн на самом деле старше. Рифтинг и множественные грабены начались около 55 млн лет назад. ^{[ 1 ]} на основе сейсмических профилей на южном шельфе Китая. Рифтинг усилился около 50 млн лет назад из-за столкновения Индийской и Евразийской плит.

Две разные модели того, как инициируется расширение, были предложены Ваном (2009) и Калленом (2010).

Модель Вана для рифтогенеза в Южно-Китайском море предлагает другую область развития рифтов. Северная и северо-восточная части Южно-Китайского моря образовали свои рифты еще в палеоцене . ^{[ 2 ]} В южной и юго-западной частях Южно-Китайского моря наблюдался более поздний рифтинг, примерно в эоцене или позже. Разница в рифтогенезе и временном разрыве между северо-восточным и юго-западным регионами указывает на то, что Южно-Китайское море не является геологически однородной областью, и его литосферу можно разделить на две области: юго-западную и северо-восточную, в зависимости от ее тектонической эволюции. Причины этих различий на стадии рифтогенеза могли быть различными, например, воздействие разных плит и различное распределение плюмов под земной корой. Считалось, что разлом Красной реки вдоль западной границы Южно-Китайского моря влияет на рифтогенез в южных и юго-западных регионах. Сдвиги .

Каллен указал, что рифтинг в бассейне Южно-Китайского моря можно проследить до позднего мела, а расширение завершилось двумя эпизодами в кайнозое. Первый эпизод растяжения произошел в раннем палеоцене и имел широкое распространение. Первая рифтовая система располагалась в основном в Опасной зоне (ЮВ Южно-Китайского моря). ^{[ 3 ]} и в бассейне Фукхан на шельфе центрального Вьетнама. Предполагается, что притяжение плит между Филиппинами и Южной Азией было основной силой, которая способствовала расширению Опасных территорий и других частей Южно-Китайского моря на этом начальном этапе. ^{[ 4 ]} Более поздний эпизод расширения возник в период от позднего эоцена до раннего миоцена и распространился на юго-запад. На втором этапе растяжения кора истончилась и, наконец, распалась. ^{[ 1 ]}

Распространение морского дна

Распространение морского дна можно обсудить, используя линии магнитных аномалий и распределение двух типов гранита. Теоретически расширение морского дна должно следовать за фазой рифта во время раскрытия бассейна. Однако в раннем миоцене континентальный рифт и распространение морского дна перекрывались примерно на 5 млн лет назад. Например, когда северо-восточная часть находилась в стадии спрединга морского дна, в юго-западной части продолжался рифтогенный процесс.

Реконструкция распространения морского дна после рифтогенеза происходит по магнитным аномалиям. Нет единого мнения о точном времени, когда морское дно начало расширяться. Брейс и др. (1993) предположили, что морское дно распространялось между 30 и 16 млн лет назад. Однако новые свидетельства, обнаруженные в районе пролива Лусон, показывают, что время распространения могло достигать 37 млн лет назад. ^{[ 5 ]} Весь процесс распространения морского дна можно разделить на две части: распространение на северо-востоке и распространение на юго-западе. ^{[ 6 ]}^{[ 7 ]}

В процессе спрединга морского дна на основании магнитных аномалий были классифицированы три эпизода спрединга. Центр спрединга морского дна совершает три скачка: 25,5 млн лет назад, 24,7 млн лет назад и 20,5 млн лет назад. ^{[ 7 ]} Эти скачки считаются границами трех эпизодов расширения морского дна, которые сместили расширение на юг из исходного положения во впадине Сиша. На рис. 4 показана траектория центра спрединга морского дна.
- От 37 до 25,5 млн лет назад. Более старые магнитные аномалии 14–16 возникли на северо-востоке Южно-Китайского моря, в проливе Лусон, а более молодые (аномалии 11–7) расположены в центральной и западной части бассейна. Такое распределение указывает на то, что во время первого эпизода расширения морского дна хребет мигрировал с востока на запад. В конце первого этапа хребет перескочил на 50 км с севера на юг, и параллельно старому хребту образовался новый центр (рис. 4).
- От 25,5 млн лет до 24,7. Второй, более крупный скачок произошел в конце этого эпизода. Линии магнитных аномалий варьируются от 7 до 6В. ^{[ нужны разъяснения ]} во время этого эпизода.
- От 24,7 до 20,5 млн лет. Третий гребень двинулся дальше в юго-западном направлении. Геометрия бассейна Южно-Китайского моря через 20,5 млн лет назад близка к современной форме. После этого этапа хребет перестал прыгать. Через 20,5 млн лет назад распространение морского дна переместилось в юго-западную часть Южно-Китайского моря, где оно завершилось примерно через 16–17 млн лет назад.
Помимо магнитных аномалий, потенциальным свидетельством для определения времени распространения морского дна также может быть распределение магматических пород.

Анализ петрологии нескольких микроблоков Южно -Китайского моря был выполнен Яном. ^{[ 8 ]} Были классифицированы два типа гранитов. Это тоналитовые граниты и монцограниты . Тоналитовые граниты содержат более высокое содержание Ti, Al, Fe, Mg, Ca, Na и P, меньше Si и K и могут образоваться в результате плавления мантии и коры нижнего докембрия. Однако было обнаружено, что монцогранит образовался в результате плавления земной коры. Таким образом, наличие монцогранита указывает на расширение литосферы Южно-Китайского моря . Изменение соотношений этих двух категорий гранитов вместе с их микроэлементами и составами основных элементов, а также петрология также показывают меняющийся характер истории распространения морского дна в кайнозое.

Тектонические модели распространения морского дна.

Существуют три основные модели, которые пытаются объяснить, как открытие и формирование Южно-Китайского моря происходило в течение длительных периодов геологического времени. Это модель столкновения-экструзии, модель субдукции-столкновения и гибридная модель. Эти модели были проиллюстрированы Fyhn et al, 2009 .

Модель столкновения-экструзии

Модель столкновения-экструзии утверждает, что открытие бассейна Южно-Китайского моря связано со столкновением Индийской и Евразийской плит . Плиты Борнео до сих пор и Индокитай считаются единым блоком, прикрепленным друг к другу. Когда Индия столкнулась с Евразией, часть континента отодвинулась на юго-восток. Некоторые газеты также называют это «побегом с континента». Эта модель утверждает, что расширение морского дна было вызвано толчком от столкновения на западе. В результате образовался сдвиговый разлом. зародился спрединговый хребет В левой боковой части этого сдвигового разлома . Распространение морского дна прекратилось с остановкой экструзии. Из-за расширения морского дна блок Борнео подвергся вращению. Хотя эта модель объясняет геометрические изменения бассейна Южно-Китайского моря в ходе его тектонической эволюции, в некоторых частях она все еще неясна, особенно в отношении вращения Борнео. ^{[ 9 ]} Эта модель также предполагает, что вдоль северной стороны Борнео субдукции не произошло, что трудно объяснить, учитывая существование надвигов в юго-восточной части бассейна Южно-Китайского моря.

Модель субдукции-столкновения

Модель субдукции показывает, что открытие Южно-Китайского моря было вызвано притяжением плиты в результате субдукции прото-Южно-Китайской океанической плиты к югу от Борнео. Существование горообразования Сабаха подтверждает эту субдукцию. ^{[ 10 ]} Субдукция началась в палеоцене и завершилась в раннем миоцене. ^{[ 11 ]} Недостатком этой модели является то, что она не может объяснить изменения осей спрединга морского дна при расширении бассейна Южно-Китайского моря или вращении Борнео. ^{[ 7 ]}

Гибридная модель

Гибридную модель можно рассматривать как смесь модели столкновения-экструзии и модели субдукции-столкновения. Некоторые элементы не включены в модель столкновения-экструзии, например вращение Борнео, однако считалось, что субдукция также сопровождает экструзию. Зона субдукции переместилась на юго-восток Южно-Китайского моря, что соответствует бывшей конвергентной границе вдоль северной окраины блока Борнео. Эта модель используется более широко, чем две другие.

Начало закрытия Южно-Китайских морей

Столкновение Австралийской и Азиатской плит вызвало вращение Борнео и замыкание южной границы Южно-Китайского моря.
Произошло пять небольших столкновений с утолщением земной коры , которые сыграли значительную роль в блокировании морского пути между Индонезией и Тихим океаном. ^{[ 12 ]}
Столкновение между дугой Лусона и материковой Азией привело к поднятию Тайваня . Это столкновение мигрировало на запад с миоцена. В результате столкновения плит активизировались вулканы. Ван и др. (2000) сообщили о трех слоях вулканического пепла, сконцентрированных около 10, 6 и 2 млн лет назад в Южно-Китайском море, что связано с событиями столкновения и субдукции на востоке, которые произошли после расширения морского дна.
Лусонский пролив открылся с поднятием Тайваня. Изменение глубины морской воды в проливе Лусон привело к тому, что более эрозионные и холодные придонные течения из западной части Тихого океана растворили карбонаты ниже пролива Лусон. Открытие пролива Лусон положило начало бассейну Южно-Китайского моря как полузакрытому бассейну. ^{[ 6 ]}

Оседание Южно-Китайского моря

По мере развития рифтов, расширения морского дна и столкновений в Южно-Китайском море также произошло опускание. Из-за уникального расположения Южно-Китайского моря в кайнозое с зоной субдукции на восточной стороне, зоной сдвига Красной реки на западе и скачком спредингового хребта на юг, возникли различные, но в основном растяжения, разломы, которые вызвали оседание, образующее котловину. В Южно-Китайском море наблюдаются как рифтовые опускания, так и пострифтовые термические опускания.

В восточном районе преддуговой бассейн при субдукции Южно-Китайского моря под Филиппинскую плиту образовался Палаван и . Бассейны Тайсинан являются типичными примерами такого типа опускания.
В западной части несколько сдвигов и сбросов вызвали опускание, вызванное зоной сдвига Ред-Ривер. В этом районе развит бассейн Ингехай , имеющий самую мощную толщу наносов (14 км).
На юге за счет рифтогенеза образовались сбросы. Однако некоторые бассейны в этой области имеют две части в своей истории опускания, например, Малайский бассейн и бассейн Пенью . Этапы разделены региональной инверсией в миоцене ~16 млн лет назад. Эта инверсия разделила опускание на син-рифтовую и пострифтовую стадии вместо непрерывного процесса опускания. ^{[ 13 ]}

В Южно-Китайском море также произошло изменение скорости опускания на 25 и 5 млн лет назад. ^{[ 14 ]} В возрасте 25 млн лет назад расширяющийся хребет прыгнул с юго-запада и вызвал термическое опускание и морскую трансгрессию на севере Южно-Китайского моря, когда началось термическое опускание. Изменение скорости на 5 млн лет назад произошло при опускании восточной зоны и возросло из-за коллизии Лусонской дуги в районе современного Тайваня. На северо-западе бассейна, в бассейне Ингэхай, также возобновилось опускание спустя 5 млн лет назад, вызванное разворотом движения по разлому Красной реки.

Воздействие тектонических движений на нефтяные ресурсы

Северная и северо-западная части Южно-Китайского моря окружены рифтовыми бассейнами на пассивных окраинах континентов. Это бассейн устья Жемчужной реки, бассейн Цюндоннань, бассейн Ингехай и бассейн Фукхань. Развитие этих бассейнов тесно связано с тектонической историей Южно-Китайского моря. Гонг и др. (2011), ^{[ 15 ]} на основе обширных результатов бурения и многоканальных сейсмических данных задокументировано влияние этой тектонической активности на отложение нефтематеринских, коллекторских и покрывных пород, а также на формирование различных типов ловушечных механизмов.

Эти бассейны имеют типичный тип Маккензи (1978). ^{[ 16 ]} двухэтапное растяжение, характеризующееся этапом дифференциального опускания (рифтообразование) и последующим этапом термального регионального опускания (пострифтинг). ^{[ 15 ]} Каждая ступень способна сформировать отдельную нефтяную систему. Например, в устьевом бассейне Жемчужной реки в третичном периоде образовались четыре рифтовых бассейна. ^{[ 15 ]}

Бассейн Цюндуннань расположен к западу от бассейна устья Жемчужной реки, оба из которых имеют схожую тектоническую тектоностратиграфию. Однако на историю опускания первого повлиял дополнительный тектонический элемент — мучительные движения вдоль системы разломов Ред-Ривер. Постинрифтовая толща бассейна отделена несогласием раннего миоцена от синрифтовой толщи, исключительно из которой добывался газ. ^{[ 15 ]}

Рифтовая структура в бассейне Ингехай из-за его мощной неогеновой перекрывающей породы еще не определена, но ожидается, что бассейн окружен рифтовыми бассейнами аналогичного возраста. ^{[ 17 ]} Вращение Индокитайского блока по часовой стрелке вдоль системы разломов Ред-Ривер объясняется транстенсионными напряжениями в бассейне. ^{[ 18 ]}^{[ 19 ]} Однако опускание бассейна предшествовало первоначальным движениям по системе разломов Ред-Ривер. ^{[ 20 ]}^{[ 21 ]} Это предполагает, что более раннее расширение бассейна Ингехай могло быть ответом на тот же тектонический режим, что и окружающие бассейны. Подобно близлежащему бассейну Цюндоннань, несогласие базального миоцена отделяет пострифтовые от синрифтовых толщ в этом бассейне. Однако это несогласие носит региональный диахронный характер из-за резких движений. ^{[ 17 ]} Природный газ был обнаружен в пост-рифтовой толще бассейна, но углеводородный потенциал син-рифтовой толщи еще не доказан.

Ссылки

^ Перейти обратно: ^а ^б Клифт, PD; Лин, Дж. (2001). «Преимущественное расширение мантийной литосферы под окраиной Южного Китая». Морская и нефтяная геология . 18 (8): 929–945. дои : 10.1016/S0264-8172(01)00037-X .
^ Тейлор, Б.; Хейс, Делавэр (1980). «Тектоническая эволюция бассейна Южно-Китайского моря». Тектоническая и геологическая эволюция морей и островов Юго-Восточной Азии . стр. 89–104. дои : 10.1029/GM023p0089 . ISBN 978-0-87590-023-0 .
^ Тис, К.; Мансор, А.; Хэмдон, М.; Бишкель, Р.; Бойер, Дж.; Тирпок, Д. (2006). «Структурное и стратиграфическое развитие бассейнов растяжения: практический пример на шельфе глубоководного Саравака и на северо-западе Сабаха, Малайзия» (PDF) . Поиск и открытие 10103.
^ Фин, Майкл Б.В.; Болдрил, Ларс О.; Нильсен, Ларс Х. (2009). «Геологическое развитие центральной и южной окраин Вьетнама: последствия образования Южно-Китайского моря, индокитайской тектоники и кайнозойского вулканизма». Тектонофизика . 460 (3–4): 83–93. Бибкод : 2009Tectp.478..184F . дои : 10.1016/j.tecto.2009.08.002 .
^ Сюй, Шу-Кун; Да, И-Цзин; Ду, Вен-Бин; Цай, Чинг-Хуэй (2004). «Новые определения батиметрии и магнитных линий в самой северной части Южно-Китайского моря и их тектонические последствия». Морские геофизические исследования . 25 (1–2): 29–44. Бибкод : 2004Маргр..25...29Ч . дои : 10.1007/s11001-005-0731-7 . S2CID 73718843 .
^ Перейти обратно: ^а ^б Ван, Пинксянь; Ли, Цяньюй (2009). Южно-Китайское море: палеоокеанография и седиментология . Springer Science & Business Media. ISBN 978-1-4020-9745-4 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с Каллен, Эндрю; Римст, Пол; Хенстра, Гийс; Гоззард, Саймон; Рэй, Анандаруп (2010). «Рифтинг Южно-Китайского моря: новые перспективы». Нефтяная геология . 16 (3): 273–282. дои : 10.1144/1354-079309-908 . S2CID 27168015 .
^ Ян, Цюаньшу; Ши, Сюэфа; Лю, Цзихуа; Ван, Куньшань; Бу, Венжуй (2010). «Петрология и геохимия мезозойских гранитных пород микроблока Наньша Южно-Китайского моря: ограничения на природу фундамента». Журнал азиатских наук о Земле . 37 (2): 130–139. Бибкод : 2010JAESc..37..130Y . дои : 10.1016/j.jseaes.2009.08.001 .
^ Фуллер, Майк; Али, Джейсон Р.; Мосс, Стив Дж; Фрост, Джина Мари; Рихтер, Брайан; Махфи, Ахмад (1999). «Палеомагнетизм Борнео». Журнал азиатских наук о Земле . 17 (1–2): 3–24. Бибкод : 1999JAESc..17....3F . дои : 10.1016/S0743-9547(98)00057-9 . ISSN 1367-9120 .
^ Хатчисон, CS; Бергман, Южная Каролина; Свогер, Д.; Грейвс, Дж. Э. (2000). «Миоценовый коллизионный пояс на севере Борнео, механизм поднятия и изотатическая корректировка, количественно оцененная с помощью термохронологии». Журнал Геологического общества . 157 (4): 783–793. Бибкод : 2000JGSoc.157..783H . дои : 10.1144/jgs.157.4.783 . S2CID 131353015 .
^ Холл, Р. (1997). «Реконструкции кайнозойской плиты ЮВ Айса». Тектоническая эволюция Юго-Восточной Азии (106): 153–184.
^ Холл, Р. Роберт (2002). «Кайнозойская геологическая и тектоническая эволюция плит Юго-Восточной Азии и юго-западной части Тихого океана: компьютерные реконструкции, модели и анимация». Журнал азиатских наук о Земле . 20 (4): 353–431. Бибкод : 2002JAESc..20..353H . дои : 10.1016/S1367-9120(01)00069-4 .
^ Хигг, Р. (1999). «Гравитационные аномалии, история опускания и тектоническая эволюция бассейнов Малай и Пенью (шельф полуострова Малайзия)». Бассейновые исследования . 11 (3): 285–290. Бибкод : 1999BasR...11..285H . дои : 10.1046/j.1365-2117.1999.00099.x . S2CID 130723667 .
^ Гонг, З.; Ли, С. (1997). «Анализ континентального окраинного бассейна и накопление углеводородов в северной части Южно-Китайского моря». Китайская наука. Нажмите : 510.
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д З.С. Гонг, Л.Ф. Хуанг и П.Х. Чен (2011) НЕОТЕКТОНИЧЕСКИЙ КОНТРОЛЬ НАКОПЛЕНИЙ НЕФТИ, МОРСКОЕ КИТАЯ, Журнал нефтяной геологии, Vol. 34(1), стр. 1-24
^ Маккензи, Д. П. (1978) Некоторые замечания по развитию осадочных бассейнов. Письма о Земле и планетологии, 40, 25–32.
^ Перейти обратно: ^а ^б ФЮН, МБВ, НИЛЬСЕН, Л.Х., БОЛДРИЛ, ЛО, ТАНГ,ЛД, БОЙСЕН-КОФЕД, Дж., ПЕТЕРСЕН, Х.И, ХУЙЕН, НТ, ДУК, Н.А., ДАУ, НТ, МАТИСЕН, А., РИД, И. , ХУОНГ, Д., Т., ТУАН, ХА, ХИЕН, Л.В., НЬЮТОФТ, Х.Т. и АБАТЦИС, И., 2009. Геологическая эволюция, региональные перспективы и углеводородный потенциал северо-западной части бассейна Фукхань, на шельфе Центрального Вьетнама. Морская Петрол Геол., 26, 1-24
^ CHEN, PH, CHEN, ZY и ZHANG, QM, 1993. Стратиграфия последовательностей и развитие континентальных окраин северо-западного шельфа Южно-Китайского моря. Бюллетень AAPG, 77(5), 842-862.
^ Рангин и др., 1995; РАНЖИН К., КЛЯЙН М., РОК Д., ЛЕ ПИЧОН Х. и ТРОНГ Л.В., 1995. Система разломов Ред-Ривер в Тонкинском заливе, Вьетнам. Тектонофизика, 243, 209–222.
^ ГИЛЛИ, Л.Д., ХАРРИСОН, Т.М., ЛЕЛУП, ПХ, РАЙЕРСОН, Ф.Дж., ЛОВЕРА, О.М. и ВАНГ Дж.Х., 2003. Прямое датирование левосторонней деформации вдоль зоны сдвига Красной реки, Китай и Вьетнам. Жур. Геофиз. Рез., 108(Б2), 1401-1421
^ Чжу, М.Х., Грэм, С. и Макхарг, Т., 2009. Зона разлома Красной реки в бассейне Ингехай, Южно-Китайское море. Тектонофизика, 476(3), 397-417.

[Clift_2001-1] Перейти обратно: ^а ^б Клифт, PD; Лин, Дж. (2001). «Преимущественное расширение мантийной литосферы под окраиной Южного Китая». Морская и нефтяная геология . 18 (8): 929–945. дои : 10.1016/S0264-8172(01)00037-X .

[2] Тейлор, Б.; Хейс, Делавэр (1980). «Тектоническая эволюция бассейна Южно-Китайского моря». Тектоническая и геологическая эволюция морей и островов Юго-Восточной Азии . стр. 89–104. дои : 10.1029/GM023p0089 . ISBN 978-0-87590-023-0 .

[3] Тис, К.; Мансор, А.; Хэмдон, М.; Бишкель, Р.; Бойер, Дж.; Тирпок, Д. (2006). «Структурное и стратиграфическое развитие бассейнов растяжения: практический пример на шельфе глубоководного Саравака и на северо-западе Сабаха, Малайзия» (PDF) . Поиск и открытие 10103.

[4] Фин, Майкл Б.В.; Болдрил, Ларс О.; Нильсен, Ларс Х. (2009). «Геологическое развитие центральной и южной окраин Вьетнама: последствия образования Южно-Китайского моря, индокитайской тектоники и кайнозойского вулканизма». Тектонофизика . 460 (3–4): 83–93. Бибкод : 2009Tectp.478..184F . дои : 10.1016/j.tecto.2009.08.002 .

[Hsu_et_al,_2004-5] Сюй, Шу-Кун; Да, И-Цзин; Ду, Вен-Бин; Цай, Чинг-Хуэй (2004). «Новые определения батиметрии и магнитных линий в самой северной части Южно-Китайского моря и их тектонические последствия». Морские геофизические исследования . 25 (1–2): 29–44. Бибкод : 2004Маргр..25...29Ч . дои : 10.1007/s11001-005-0731-7 . S2CID 73718843 .

[Wang_2009-6] Перейти обратно: ^а ^б Ван, Пинксянь; Ли, Цяньюй (2009). Южно-Китайское море: палеоокеанография и седиментология . Springer Science & Business Media. ISBN 978-1-4020-9745-4 .

[Cullen_2010-7] Перейти обратно: ^а ^б ^с Каллен, Эндрю; Римст, Пол; Хенстра, Гийс; Гоззард, Саймон; Рэй, Анандаруп (2010). «Рифтинг Южно-Китайского моря: новые перспективы». Нефтяная геология . 16 (3): 273–282. дои : 10.1144/1354-079309-908 . S2CID 27168015 .

[8] Ян, Цюаньшу; Ши, Сюэфа; Лю, Цзихуа; Ван, Куньшань; Бу, Венжуй (2010). «Петрология и геохимия мезозойских гранитных пород микроблока Наньша Южно-Китайского моря: ограничения на природу фундамента». Журнал азиатских наук о Земле . 37 (2): 130–139. Бибкод : 2010JAESc..37..130Y . дои : 10.1016/j.jseaes.2009.08.001 .

[Fuller_et_al,_1999-9] Фуллер, Майк; Али, Джейсон Р.; Мосс, Стив Дж; Фрост, Джина Мари; Рихтер, Брайан; Махфи, Ахмад (1999). «Палеомагнетизм Борнео». Журнал азиатских наук о Земле . 17 (1–2): 3–24. Бибкод : 1999JAESc..17....3F . дои : 10.1016/S0743-9547(98)00057-9 . ISSN 1367-9120 .

[10] Хатчисон, CS; Бергман, Южная Каролина; Свогер, Д.; Грейвс, Дж. Э. (2000). «Миоценовый коллизионный пояс на севере Борнео, механизм поднятия и изотатическая корректировка, количественно оцененная с помощью термохронологии». Журнал Геологического общества . 157 (4): 783–793. Бибкод : 2000JGSoc.157..783H . дои : 10.1144/jgs.157.4.783 . S2CID 131353015 .

[Hall_1997-11] Холл, Р. (1997). «Реконструкции кайнозойской плиты ЮВ Айса». Тектоническая эволюция Юго-Восточной Азии (106): 153–184.

[12] Холл, Р. Роберт (2002). «Кайнозойская геологическая и тектоническая эволюция плит Юго-Восточной Азии и юго-западной части Тихого океана: компьютерные реконструкции, модели и анимация». Журнал азиатских наук о Земле . 20 (4): 353–431. Бибкод : 2002JAESc..20..353H . дои : 10.1016/S1367-9120(01)00069-4 .

[13] Хигг, Р. (1999). «Гравитационные аномалии, история опускания и тектоническая эволюция бассейнов Малай и Пенью (шельф полуострова Малайзия)». Бассейновые исследования . 11 (3): 285–290. Бибкод : 1999BasR...11..285H . дои : 10.1046/j.1365-2117.1999.00099.x . S2CID 130723667 .

[14] Гонг, З.; Ли, С. (1997). «Анализ континентального окраинного бассейна и накопление углеводородов в северной части Южно-Китайского моря». Китайская наука. Нажмите : 510.

[Gong-15] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д З.С. Гонг, Л.Ф. Хуанг и П.Х. Чен (2011) НЕОТЕКТОНИЧЕСКИЙ КОНТРОЛЬ НАКОПЛЕНИЙ НЕФТИ, МОРСКОЕ КИТАЯ, Журнал нефтяной геологии, Vol. 34(1), стр. 1-24

[McKENZIE-16] Маккензи, Д. П. (1978) Некоторые замечания по развитию осадочных бассейнов. Письма о Земле и планетологии, 40, 25–32.

[FYHN-17] Перейти обратно: ^а ^б ФЮН, МБВ, НИЛЬСЕН, Л.Х., БОЛДРИЛ, ЛО, ТАНГ,ЛД, БОЙСЕН-КОФЕД, Дж., ПЕТЕРСЕН, Х.И, ХУЙЕН, НТ, ДУК, Н.А., ДАУ, НТ, МАТИСЕН, А., РИД, И. , ХУОНГ, Д., Т., ТУАН, ХА, ХИЕН, Л.В., НЬЮТОФТ, Х.Т. и АБАТЦИС, И., 2009. Геологическая эволюция, региональные перспективы и углеводородный потенциал северо-западной части бассейна Фукхань, на шельфе Центрального Вьетнама. Морская Петрол Геол., 26, 1-24

[CHEN-18] CHEN, PH, CHEN, ZY и ZHANG, QM, 1993. Стратиграфия последовательностей и развитие континентальных окраин северо-западного шельфа Южно-Китайского моря. Бюллетень AAPG, 77(5), 842-862.

[Rangin-19] Рангин и др., 1995; РАНЖИН К., КЛЯЙН М., РОК Д., ЛЕ ПИЧОН Х. и ТРОНГ Л.В., 1995. Система разломов Ред-Ривер в Тонкинском заливе, Вьетнам. Тектонофизика, 243, 209–222.

[GILLEY-20] ГИЛЛИ, Л.Д., ХАРРИСОН, Т.М., ЛЕЛУП, ПХ, РАЙЕРСОН, Ф.Дж., ЛОВЕРА, О.М. и ВАНГ Дж.Х., 2003. Прямое датирование левосторонней деформации вдоль зоны сдвига Красной реки, Китай и Вьетнам. Жур. Геофиз. Рез., 108(Б2), 1401-1421

[ZHU-21] Чжу, М.Х., Грэм, С. и Макхарг, Т., 2009. Зона разлома Красной реки в бассейне Ингехай, Южно-Китайское море. Тектонофизика, 476(3), 397-417.

[ 1 ]

[ 2 ]

[ 3 ]

[ 4 ]

[ 5 ]

[ 6 ]

[ 7 ]

[ 8 ]

[ 9 ]

[ 10 ]

[ 11 ]

[ 12 ]

[ 13 ]

[ 14 ]

[ 15 ]

[ 16 ]

[ 17 ]

[ 18 ]

[ 19 ]

[ 20 ]

[ 21 ]