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第六章 板块与沉积

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地质 储层 沉积 地化 层序地层
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第六章 板块构造与沉积作用第六章 板块构造与沉积作用一 、 概述二 、 构造运动对沉积作用的控制三 、 板块构造的沉积盆地分类四、主要盆地类型及沉积作用五 、 沉积盆地的构造背景分析一、概 述地质学的主要任务之一是阐明地球发展演化的历史 , 主要包括地层沉积史 、 生物演化史 、 岩浆发育史和构造变动史等 。 大地构造学的发展是与研究沉积岩系分布和沉积作用特征分不开的 。板块构造理论的发展促进了对现代沉积作用的深入研究 。沉积作用的整个过程都是受构造运动控制的 。不论是沉积盆地的分布、物源剥蚀区的位置、沉积物质的搬运,还是沉积作用的发生和沉积物的后期改造,都不同程度地受到构造运动、区域构造的影响。 古板块构造的研究是以沉积建造的深入研究为基础的, 只有在阐明区域沉积作用,才有可能恢复区域板块构造的演化历史。第六章 板块构造与沉积作用一 、 概述二 、 构造运动对沉积作用的控制三 、 板块构造的沉积盆地分类四、主要盆地类型及沉积作用五 、 沉积盆地的构造背景分析二、构造运动对沉积作用的控制随着板块构造研究的蓬勃开展,特别是通过深海钻探的取样研究和地震地层工作,在现代大洋的沉积作用和沉积物特点的研究方面,已取得了很多成果。到现在为止,已对大洋中脊到大陆边缘的沉积物及其结构等特征都进行了不同程度的研究。构造运动对沉积作用的控制,绝大部分情况下是通过沉积作用进行时的古地理环境的变化来表现的,故不能说某一种沉积物即一定反映某种构造环境,有时 不同构造环境有相似的沉积组合,相似构造环境也可能出现不同类型的沉积组合。二、块学说强调水平运动,但板块相互作用所 派生的垂直运动 足以满足沉积盆地及其物源方面的需要,而垂直运动,是通过地壳厚度,热状态和均衡条件的改变而实现的。由于各种应力状态引起的构造运动往往会使一些地区发生相对周缘地区的下沉,从而使地形较高地区的物质搬运到低处沉积,形成沉积盆地。因此盆地的大小、形态及其形成、迁移和消亡,主要取决于构造运动特征。一般来讲,沉积盆地主要形成在拉张构造作用的地区 。要与构造盆地沉降幅度有关 ,同时还要考虑沉积物的形成深度 、 沉积速度与沉降速度之间的关系 。 如属 非补偿性沉积 , 则构造下沉速度或幅度始终大于沉积速度及沉积物的厚度 , 这时研究构造下沉幅度时 , 就必须考虑沉积物形成深度 。 现代大洋区的沉积作用基本上是非补偿性的 。 在研究沉积速度较大的盆地时 , 还一定要考虑 沉积中心 在历史时期中的转移 , 因为沉积中心的转移可使盆地沉积物的累积厚度远远大于盆地局部地段的沉降幅度 。括成分 、 结构和成熟度等 。 一般说来 , 沉积物成分较纯 、 成熟度较好 ( 如石英砂岩 ) , 反映其沉积区构造性质较稳定;相反 , 物质成分复杂和成熟度低是构造环境不稳定的反映 。 如沉积物中多滑塌构造 , 则可能反映地处沉积盆地斜坡和构造性质不稳定地区 。 巨厚的礁灰岩发育区也反映特定的构造环境 , 如大陆斜坡与陆棚区的转折带隆起区 、 下沉型碳酸盐台地 、 下沉岛弧地区和某些大洋中的平顶山地区等 。与俯冲带附近的岛弧或陆缘弧、大陆裂谷区、受弧后扩张影响的大陆边缘活动区及碰撞造山带活动区等有关。而火山岩物质成分、结构特征则与一定构造位置及其演化阶段有关。块运动可以使沉积盆地所处的古纬度和古气候条件发生变化,从而可引起沉积物性质和沉积速率的改变。除沉积盆地所处纬度特征外, 构造运动的剧烈期总是与气候的旱热期相关联,而构造运动宁静期又与气候的温暖期有相关,从而影响沉积物特征。这种影响在大陆和沿海近岸区更为明显。 在上覆沉积负荷压力和温度升高的影响下 , 沉积物开始变化 , 其变化首先反映在沉积结构上 。 在物质成分方面 , 特别是 一些有色金属元素的硫化物 ( , 在成岩阶段具有明显的转移 。在不同构造活动区 , 热流值大小不同 , 沉积物后生作用强度也不同 , 其中最明显地反映在 成油物质成熟度 的差别上 。 在构造活动区 , 热流值高 , 成油物质不需经历很长地质时期 , 亦不需上覆厚度极大的沉积层 , 即可转化为成熟度较高的石油 , 否则相反 。地)的形态、范围及沉积后保存情况的影响,而这些又和构造背景密切相关。在大陆稳定区和大洋盆地区,沉积物堆积体形态常为等轴状或宽带状,但它在历史中却常成为极窄的带状保存下来。其他构造带的原始沉积物堆积体的形态常为带状。近年来对大陆边缘沉积物研究的结果表明, 沉积物堆积体常为楔形,巨厚沉积物在垂直走向上很快尖灭, 而且沉积物堆积体在岩相、物质组分、结构和厚度等方面,两侧均为不对称的。铅、铜,锌,可能还有部分的铁、锰、磷等,常在一定构造部位出现,这些矿床可能源于深部,但它是以沉积方式出现的。这类矿床部分已属 “ 层控 ” 矿床类型。第六章 板块构造与沉积作用一 、 概述二 、 构造运动对沉积作用的控制三 、 板块构造的沉积盆地分类四、主要盆地类型及沉积作用五 、 沉积盆地的构造背景分析三、板块构造的沉积盆地分类在板块构造学说兴起以前 , 主要是按槽台学说对沉积盆地进行构造分类 。 把不同类型的地槽进行了划分 , 给予了不同名称 , 如 优地槽 、 冒地槽 、 准地槽 等 , 将北美阿巴拉契亚古生代浅水环境下形成的巨厚的岩系所充填的地槽称为 冒地槽 ,将阿称卑斯地区由深水相硅质岩及火山岩构成的地槽称为 优地槽 , 将沉积岩厚度比一般地槽小的 、含火山物质较少的地槽称为 准地槽 。 此外 , 还划分了一些与造山作用有关的 边缘凹陷 、 中央凹陷等不同类型的沉积盆地 。 在广大地台区 , 将接受沉积物相对较多的沉降区称为 台向斜 、 台盆 或 台凹区 等 。三、板块构造的沉积盆地分类现代地质学家对沉积盆地的分类 , 主要是在现代板块构造特征和现代沉积盆地的基础上进行的 。 它的优点是其构造状态和动力学特征是清楚的 , 但 古代盆地在形态特征 、 沉积物分布 、 沉积堆积体的保存状态等方面都有很大变化 。 绝大部分古代盆地由于受到后期的构造挤压 , 其分布面积要比原始的小得多 , 有时甚至在构造运动中被抬起而剥蚀 。 历史上数千公里宽的大洋沉积盆地 ,在闭合后可能只形成数十公里宽的带 , 而大面积的大洋盆地底部沉积仅在混杂堆积中可找到 , 有的甚至完全被覆盖在其他岩层之下 , 或是后期被剥蚀 。三、板块构造的沉积盆地分类板块构造学认为地球上沉积作用主要发生在大陆边缘 。 大洋和大陆内部沉积作用进行得较缓慢 ,沉积后也会被重新搬运 , 故沉积物保留较少 。 而大陆边缘则由于离隆起陆地较近 , 有丰富的物质来源 , 同时又有足够的盆地深度 , 大量陆源物质在此堆积 , 故这里是地球表面进行沉积作用的主要场所 。许多学者以板块构造的动力学及地壳特征为基础 , 对沉积盆地进行分类 。 多数根据沉积盆地所处的 构造位置和基底特征 进行划分 。@@第六章 板块构造与沉积作用一 、 概述二 、 构造运动对沉积作用的控制三 、 板块构造的沉积盆地分类四、主要盆地类型及沉积作用五 、 沉积盆地的构造背景分析四、主要盆地类型及沉积作用( 一 ) 裂谷带的沉积作用( 二 ) 被动大陆边缘的沉积作用( 三 ) 活动大陆边缘的沉积作用( 四 ) 碰撞带的沉积作用( 五 ) 大洋盆地的沉积作用( 六 ) 大陆板块内部的沉积作用(一)割很深的张裂带。裂谷具有两个特征 :一是 规模大 ,所发育的断裂可切穿整个岩石圈;二是处于 拉张环境 ,从而区别于其他切过整个岩石圈的大型断裂(如转换断层、缝合带等)。裂谷在地形上表现为纵长的凹陷和谷地。发育于陆壳上的裂谷,即是大陆裂谷。它的两侧往往被一系列正断层所限,表现为单一的或复杂的地堑带。裂谷底多有深水湖泊展布。世界上最深的湖泊 — 贝加尔湖(深 1740m)便发育于贝加尔裂谷中。东非裂谷中的坦噶尼喀湖,既窄且长,深度在 1400、裂谷的演化裂谷的演化 , 一般可分为以下几个阶段 。(1)穹形隆起阶段上涌的热地幔物质导致地表穹形隆起,隆起的相对高度约 1- 2径约 200 张应力作用下,穹窿上出现张性裂隙,进而发育成正断层,并伴有碱性和双峰系列的岩浆活动。随着地表抬升,导致强烈的剥蚀作用。有些学者推测,穹形隆起的发生与热点 — 地幔柱的活动有关。一系列穹隆可呈串珠状分布。2、裂谷的演化(2)断裂下陷阶段 :随着地壳继续拉张变薄 , 穹窿顶部断裂陷落 , 造成典型的地堑系 。(3)陆间裂谷阶段 :陆间裂谷也称克拉通间裂谷。在这一阶段,大陆在拉张作用下完全裂开,地幔物质上涌形成新洋壳。裂谷轴部已发育于洋壳之上,并成为典型的分离型板块边界。如红海轴部裂谷及其附近的洋底已具有洋壳性质,红海两缘的海底主要是变薄的陆壳。@@) 陆内裂谷盆地的沉积作用陆内裂谷盆地的沉积作用主要是在下列条件下发生的:大陆地壳的不断变薄而使盆地沉降 , 同时 , 两侧陆块不断剥蚀和盆地中沉积物的不断堆积也使岩石圈均衡沉降;不断隆起的大陆断块是主要的蚀源地 , 供应了大量 不成熟的 石英 —长石砂或长石砂 , 往往还伴随有 大陆火山 喷发物质;沉积主要在大陆环境中发生 , 形成河 、 湖相碎屑沉积 , 晚期也可以有海水侵入而形成海陆交互相及滨 、 浅海相碎屑岩 、 碳酸盐沉积; 基底断块的差异性活动对岩相和厚度的分布有很大影响 。 在这些条件下产生的沉积组合 , 是 以与碱性或拉斑质陆相喷发岩成互层的大陆红层为特征 , 除大量碎屑沉积外 , 可含泥灰岩 、 碳酸盐岩 、 膏盐 、 含铜砂岩 、 煤 、 石油 、 天然气等 , 厚度可达数千米 。) 陆内裂谷盆地的沉积作用许多现代的大陆裂谷带都具有上述沉积特征 。 例如 , 东非裂谷带 , 侏罗 、 白垩纪处于裂前上拱或裂谷初期阶段 , 有大量的大陆碱性喷发岩 。 中新世以来是裂谷活动的主要时期 , 有多次陆相的碱性岩喷发 , 在地堑盆地中堆积了以冲积扇和湖相沉积为主的碎屑 、 火山碎屑沉积 , 厚可达 2000m。 贝加尔裂谷活动主要在晚第三纪 , 形成以湖泊 、 沼泽及河流相为主的碎屑沉积 , 伴有不多的碱性火山岩 , 厚达3000- 5000m。 我国山西的汾渭地堑 , 裂谷作用始于古新世 , 上新世达到高潮 , 并形成统一的裂谷 , 盆地中堆积了厚达六 、 七千米的陆相红色碎屑沉积 ,有多次碱性玄武岩喷发 。) 陆间裂谷盆地的沉积作用陆间裂谷的沉积是在过渡地壳或洋壳基底上堆积的 , 这种远比一般陆壳薄很多并在继续变薄的基底 , 以及在变薄同时地壳中发生的失热沉降 ,是引起盆地沉降和海水侵入的主要原因 。 据迪金森 ( 1974) 的观点 , 过渡地壳的产生 ,一方面是通过陆壳的伸展变薄 , 形成厚度薄于一般陆壳但性质与陆壳相似的准大陆地壳;另一方面 , 由于凹陷内的火山活动和同期的沉积作用 ,形成了包括熔岩流 、 岩墙 、 岩床和 海相沉积 等火成组分与沉积组分相混杂的地壳剖面 , 从而产生一种厚度大于一般大洋地壳但属于洋壳性质的准大洋地壳 。海湾的环境以及盆地边缘存在的可阻挡陆源碎屑进入盆地的倾斜断块隆起,在适宜的气候带中,盆地的这种受限制的条件将促使蒸发岩形成。于是,熔岩、蒸发岩和在此之前的陆内裂谷红层一起,构成了 红层 — 熔岩 — 蒸发岩组合 。如果有河流携带着来自两侧陆块的大量碎屑流经海峡而进入裂谷盆地,或者盆地受限制的条件消失而窄大洋已经出现,就会缺乏蒸发岩,三角洲沉积将向盆地内延伸,越过三角洲前缘的碎屑物质可以形成浊流沉积,于是产生 红层 — 熔岩 — 浊积岩组合 。) 裂陷槽的沉积作用裂陷槽的概念裂陷槽(又称拗拉槽,拗拉谷)是地质历史时期发育的张裂构造,是当大陆地壳发展到一定阶段,在已形成的大规模刚性块体上形成的槽状拗陷。大陆裂谷的演化,并非都能最后发展为大洋裂谷。大陆裂谷可以长时期处于微弱扩张阶段,也可能裂谷发展终止于陆间裂谷阶段。可以形成大型深水盆地,最终完全被沉积物所填充,这就是裂陷槽的基本特征。) 裂陷槽的沉积作用裂陷槽的沉积 , 在前期和晚期阶段以陆相碎屑为主 , 中期以海相 、 海陆过渡相碎屑和碳酸盐沉积为主 。 由于除广阔而稳定的克拉通是主要的蚀源区外 ,还存在某些边缘上升断块和火山活动的影响 。 因此 ,碎屑沉积的成熟度十分不同 , 既有大量成熟度高的石英砂岩 , 也有不少成熟度低的长石砂岩 、 岩屑砂岩 。 由于裂陷槽伸入到克拉通内部 , 使沉积作用受到盆地两侧克拉通总体升降运动的影响 , 海水进退规程与克拉通大体一致 , 因而整个沉积层序与两侧克拉通的地台层序相似 , 不过 厚度可大好几倍 , 岩性更为复杂 , 并可在较低层位中出现火山岩 。 不同的裂陷槽沉积剖面中 , 碳酸盐沉积的多寡 , 层序内不整合的有无 , 火山活动的程度也十分不同 。四、主要盆地类型及沉积作用( 一 ) 裂谷带的沉积作用( 二 ) 被动大陆边缘的沉积作用( 三 ) 活动大陆边缘的沉积作用( 四 ) 碰撞带的沉积作用( 五 ) 大洋盆地的沉积作用( 六 ) 大陆板块内部的沉积作用(二)构造上长期处于相对稳定状态的大陆边缘 。 它缺失海沟俯冲带 , 位于板块的内部 , 被动地随着板块而移动 , 故无强烈的地震 、火山和造山运动 。 被动大陆边缘亦称大西洋型大陆边缘 、 稳定大陆边缘 、 离散大陆边缘等 。 然而 ,被动陆缘遭到显著的沉陷和张裂活动 , 承受了巨量沉积物 , 许多学者把它当作现代的地槽区 。被动大陆边缘基底常见有裂谷式沉积 , 其中有时还有陆相红层 、 盐类和火山活动等堆积物 ,上面逐渐覆盖海相层 , 并形成 海侵序列 。@陆架 、 大陆坡 和 大陆麓 组成。陆架 上,在不同环境可接受陆源沉积(特别是三角洲沉积)或碳酸盐沉积,后者主要是生物碎屑沉积,显然,陆架环境有利于生物,特别是底栖生物的繁殖。生物碳酸盐沉积主要见于热带和温带;寒带海域不利于碳酸盐的沉积,而是硅藻土较为常见。,与陆源沉积作用有关的营力主要有:( 1) 浊流, 大部分浊流沉积沿海底峡谷被带过大陆坡,输往大陆麓,可能有部分浊流沉积停留在陆坡上。( 2) 滑塌和滑坡 ,其发生常与斜坡过陡或沉积物堆积过快有关,也可能受到暴风浪、海啸、地震、火山等触发而引起。,除浊流、滑塌和滑坡带来大量沉积物外, 等深线流 也相当活跃。等深线流具连续作用性质,常沿大陆麓活动。等深线流可搬运粘土和粉砂,偶而还有细砂,也可以把携带的沉积物搬运至另一地区停积下来。这样,陆麓上既有浊流和滑塌沉积,也包含分选良好的细粒的等深线流沉积。向大洋一侧,逐渐过渡为深海平原。被动大陆边缘的沉积作用被动大陆边缘的演化,是在大陆分离、海底扩张的背景上进行的。被动大陆边缘的沉积剖面底部可有代表 大陆裂谷 环境的湖相沉积,它以砂岩为主,伴有玄武质火山岩夹层;向上为 陆间裂谷 环境的黑色页岩、蒸发岩等闭塞海湾相沉积;上部过渡为毗邻开阔大洋环境的 陆架 — 陆坡 — 陆麓 沉积相组合。成熟度自下而上逐渐升高。这种沉积序列,记录了大陆裂离的演化过程。与威尔逊旋回对照,以上三个阶段分别相当于洋盆演化的胚胎期、幼年期和成年期。一旦发生俯冲、碰撞作用,便意味着大西洋型大陆边缘发展历史的终结 。@四、主要盆地类型及沉积作用( 一 ) 裂谷带的沉积作用( 二 ) 被动大陆边缘的沉积作用( 三 ) 活动大陆边缘的沉积作用( 四 ) 碰撞带的沉积作用( 五 ) 大洋盆地的沉积作用( 六 ) 大陆板块内部的沉积作用(三)活动大陆边缘的沉积作用活动大陆边缘与会聚型板块边界有关,是大洋板块向毗邻大陆俯冲消减的地带,代表威尔逊旋回的后期历史。 火山弧、海沟和贝尼奥夫带 ( 者的共生是其基本特征。一般将其划分为 岛弧型(或称沟弧盆体系型、西太平洋型)和 陆缘弧型 (安底斯型)。大洋向大陆方向依次为海沟、弧 —沟间隙、火山弧、弧后区。) 海沟(2) 混杂堆积(3) 弧 — 沟间隙(4) 岩浆弧(5) 弧后区(1) 海沟海沟以大洋壳为基底 , 是大洋板块俯冲的位置 。 海沟长而窄 , 延伸方向与岛弧平行 , 长达数百至数千公里 , 宽达数十至上百公里 , 深度6000 已知最深点是马里亚纳海沟 , 深度达 11034m。海沟的沉积物主要有两部分。一部分是由俯冲板块带来的深海平原沉积物,另一部分是在海沟形成的深海沉积物。包括 远洋钙质沉积、硅质沉积、深海红粘土、火山灰沉积以及在海沟形成的浊流沉积。 海沟沉积物一般厚达几百米,受俯冲作用的影响,海沟沉积物保存不完整,并多发生强烈变形。(2) 混杂堆积混杂堆积 ( 又称俯冲杂岩或消减杂岩 ) 由已变形的深海平原沉积物 、 海沟沉积物及洋壳碎块等组成 。 它是由一系列叠覆并强烈变形的楔状岩片组成的构造岩带 。混杂堆积指含有外来的和原地的,各种大小不同的碎片和岩块,以构造方式嵌入到遭受普遍剪切作用的塑性基质中的地质体。 混杂堆积发生在俯冲带及碰撞带,古代的混杂堆积在许多造山带都有发现,尤以北美西部海岸山脉早第三纪的弗朗西斯科群及阿尔卑斯山的混杂堆积出露较好。滑塌堆积 由杂乱无序的不同类型物质(如岩块和泥质)所组成的一种沉积体,这种沉积体是由水下重力滑动或塌落的松散沉积物堆积而形成。由于它们的成因不同,仍然有许多明显的差别。滑塌堆积与混杂堆积的主要的区别(3) 弧 — 沟间隙包括由消减杂岩组成的非火山外弧 ( 增生楔 ) 和弧前盆地 ,位于海沟坡折与岩浆弧之间 。 沉积作用主要发生在弧前盆地中 。弧前盆地地貌复杂,沉积相空间变化大。可以出现 三角洲相、滨岸相、陆架相、陆坡相以及浊积相。弧前盆地的沉积物主要来自岩浆弧,源区不仅有火山岩,而且有经隆起和剥蚀作用暴露出来的深成岩和变质岩。还有海沟坡折处弧沟隙的局部隆起。由于物源很近,且供应量大,因而弧前盆地的沉积 以碎屑为主,其中浊积岩是最主要的 。在弧前盆地和海沟地带的浊积岩是复理石沉积的最典型的类型。其碎屑成分是不成熟或极不成熟的,有大量的火山碎屑、岩屑砂和长石砂。这种特征反映了受板块构造控制的蚀源区特征。(4) 岩浆弧岩浆弧的沉积以火山成因为主 。 迪金森将岩浆弧的岩石组合划分成三种成因类型:心相和近源相 , 主要是熔岩 、 火山碎屑岩及某些沉积岩成互层;散相;盆相 。其中沉积作用主要发生在弧边部的海盆和因强烈断裂而形成的弧内盆地中,弧内盆地通常平行于弧的走向延伸,以断层为界的张裂盆地,基底为过渡壳或陆壳,它的形成与深部岩浆上升使弧地壳隆起产生的拉张构造有关,也与火山和构造作用产生的的局部沉降有关。其沉积物主要来自岩浆弧,这种特点决定了弧内盆地沉积物中火山碎屑及深成岩屑占有极重要地位,沉积相的类型可能包括有从陆相层到深水浊积岩等一系列类型。(5) 弧后区指岩浆弧与大陆边缘之间 ( 大陆与岛弧之间 ) 的广阔地带的边缘海盆 。 一般将岩浆弧与大陆边缘之间的盆地称为 弧后盆地 ( 边缘海 ) , 它由弧后扩张作用形成 , 其基底可以为大洋型地壳 。现代的弧后盆地主要分布在西太平洋边缘,包括白令海,鄂霍茨克海、日本海、南中国海、西非律宾海、苏禄海等。水深可达 3000m。这种盆地被称为日本海型, 盆地中浊流沉积非常发育,被称为日本海型复理石 。盆地两侧的复理石特征不同,靠大陆一侧是在陆壳或过渡壳基底上发育的冒地槽型沉积,与被动大陆边缘的沉积相似;在靠岩浆弧一侧是在过渡壳和洋壳基底上发育的优地槽型沉积。沉积物分别来自两侧,广阔而稳定的大陆供给大量比较成熟的碎屑沉积,岩浆弧则供给大量火山碎屑特别是凝灰质沉积 。冲带)与大陆边缘隆起带相邻接,无弧后扩张形成的边缘海,典型的现代实例是南美西海岸安底斯山附近的大陆边缘,其构造单元由大洋向大陆方向依次为:海沟、混杂堆积带、弧前盆地、陆缘弧和弧背盆地 。除弧背盆地外其余各单元的沉积特征与岛弧型大陆边缘相似。弧背盆地弧背盆地 ( 称 弧后前陆盆地 ) 位于陆缘火山山弧 ( 如安第斯山 ) 后侧紧邻的大陆板块周围地带 , 基底全部为陆壳 。 这个盆地对于岩浆弧而言是弧后盆地 , 对于大陆板块内部而言是前陆盆地 。弧后前陆盆地与边缘海盆地的区别不仅表现在基底地壳的不同 , 还表现在盆地边缘的靠弧一侧有与弧平行并 向弧后 ( 向大陆 ) 逆冲的褶皱冲断带 存在 , 因此盆地内的应力状态通常是挤压的 。 在挤压的情况下 , 较热而轻的火山弧会逆掩到毗邻冷而较重的大陆岩石圈上 , 而在两者之间产生前陆盆地或弧背盆地 。弧后前陆盆地可以部分被海水淹没 , 形成 河流三角洲相 、浅海陆架相沉积;也可以全部处于大陆环境 , 形成山麓相 、 河流相及湖沼相沉积 。 沉积物主要来源于岩浆弧和隆起的褶皱冲断带的岩石 , 也有些来源于大陆 。 这样 , 沉积物进入盆地及在盆地中的散布作用主要是横向的 , 碎屑主要从岩浆弧一侧向大陆方向运送 。四、主要盆地类型及沉积作用( 一 ) 裂谷带的沉积作用( 二 ) 被动大陆边缘的沉积作用( 三 ) 活动大陆边缘的沉积作用( 四 ) 碰撞带的沉积作用( 五 ) 大洋盆地的沉积作用( 六 ) 大陆板块内部的沉积作用(四)碰撞带的沉积作用俯冲作用进一步发展,必定导致岛弧与大陆或大陆与大陆的碰撞并形成缝合带(碰撞造山带)。 陆块之间缝合带的形成通常不是同时的 。一般情况下,碰撞总是分段进行的,已经缝合的地段和尚待缝合的海域同时存在,这两部分之间的构造转变点随时间而转移。在转变点后面,造山作用形成高地,磨拉石堆积在边缘前陆盆地中;在转变点的前面,则存在着残余洋盆和初期的边缘前陆盆地。碰撞带的沉积作用就发生在这些盆地中。称为边缘盆地 、 周边盆地或外围盆地 。 它位于主缝合线的褶皱冲断带与大陆之间的大陆基底之上 , 并平行于缝合带分布 。 这种盆地是在地壳碰撞的渐进发展过程中 ,由于大陆块周边的部分俯冲作用使大陆岩石圈下弯而形成 , 因此初期的边缘前陆盆地是同造山的 。 随着这种俯冲过程被地壳碰撞所终止 ,这个盆地将同整个造山带一起上升 , 而褶皱冲断带的构造负载以及沉积负载又使盆地相对于造山带继续沉降 , 接受造山后的沉积 。 主要是纵向流动形成的 浊积岩 , 它属同造山或造山前期复理石 。其次是横向流动形成的碎屑岩楔 , 它属造山期后或同造山期 磨拉石 。 复理石沉积主要是在初期的边缘前陆盆地中 。 这个时期造山带的水流一般都是纵向的 , 所以从碰撞造山带来的沉积物大部分沿构造走向纵向地散布到边缘前陆盆地和残洋盆地里 。 磨拉石是边缘前陆盆地最有代表性的堆积物 , 初期可能是海相 、 海陆交互相及三角洲相 , 随后则主要是河流 、 三角洲 、湖沼及山麓堆积 。 2. 残余洋盆的沉积作用残余洋盆 的现代实例是地中海 , 它的周围是年青的大陆褶皱山系 。 地中海的近期沉积包括: 中新统上部是很厚的蒸发岩与海相硅藻土成互层 , 中新统顶部出现一些含淡水 、 半咸水的介形虫 、 硅藻的淡水沉积; 主要是含超微体化石和有孔虫的深海沉积 。东地中海的新生代浊流沉积分布很广,除海伦海沟为代表的上升山链前缘的挤压型复理石外,在陆隆和三角洲基部的海底扇上也有分布。在尼罗河三角洲,具第四系陆源碎屑组成的浊积岩。其沉积特征是:含有相当成熟的浊积岩,滑塌复理石常见;火山活动不很广泛,仅局部出现凝灰岩和火山碎屑浊积岩;它是同造山期的,不仅向上变为磨拉石,在侧向上也可以过渡为磨拉石。四、主要盆地类型及沉积作用( 一 ) 裂谷带的沉积作用( 二 ) 被动大陆边缘的沉积作用( 三 ) 活动大陆边缘的沉积作用( 四 ) 碰撞带的沉积作用( 五 ) 大洋盆地的沉积作用( 六 ) 大陆板块内部的沉积作用(五)大洋盆地的沉积作用大洋盆地的沉积作用主要是在洋壳基础上进行的。大洋沉积盆地是板块的生长地带,它主要包括洋中脊和深海盆地沉积区。其中洋中脊分为快速扩张中脊(太平洋型)和缓慢扩张中脊(大西洋型)两种类型。前者由于扩张过程未受强烈阻挡(发育俯冲带),故在洋脊附近未发育纵向断裂;后者则相反。在太平洋型中脊的沉积物稳定,在大西洋型中脊区则发育大量断裂,沿断裂附近形成大量小型沉积盆地。在大洋盆地底部,由于 在 要沉积物为红色软泥、硅质生物软泥,在较高部位则有钙质软泥沉积,有时还可见到自陆缘来的浊流沉积。 在大洋底之上,有时见有玄武岩组成的海山,并有较厚的碳酸盐沉积。但在大洋中脊的边缘凹槽及浊流沉积分布的深海区,由于陆缘物质少,沉积作用进行速度很慢,为几厘米/千年。深海生物深部生物圈的发现对于全球的物质循环、环境演变和基因资源意义重大生活于深海热泉区的生物,其基因有许多特殊价值。深海沉积矿产资源分布于水深 4000- 6000米的海底,富含 o、 金属结核 ,仅太平洋底具有商业开发潜力的多金属结核资源总量就达 700亿吨。分布于海底山表面的富结壳和分布于大洋中脊断裂活动带的 海底热液硫化物 的资源总量待查。分布在世界各大洋中的天然气水合物 。四、主要盆地类型及沉积作用( 一 ) 裂谷带的沉积作用( 二 ) 被动大陆边缘的沉积作用( 三 ) 活动大陆边缘的沉积作用( 四 ) 碰撞带的沉积作用( 五 ) 大洋盆地的沉积作用( 六 ) 大陆板块内部的沉积作用(六)大陆板块内部的沉积作用在远离板块边界的大陆板块内的盆地 , 可将大陆内盆地划分为 克拉通盆地 和 褶皱带盆地 。 其中褶皱带盆地包括两种 , 一种是褶皱带内原来的稳定断块或小板块后来沉降而演化成的盆地 , 例如柴达木盆地 、 准噶尔盆地 。 它们的发生和发展主要与周围褶皱带的发展历史和后期的板内断块活动有关 。 如果沉积物供应丰富 , 形成粗碎屑岩甚至磨拉石沉积 , 并以浅水或陆相环境为主;反之 ,如果沉积物的补偿不足 , 就会保持相当大的水深( 如里海 ) 。克拉通盆地相当于大陆内部的盆地 , 如塔里木盆地 。 一般面积较大 。 克拉通盆发育时间较长 ,沉积作用与沉降幅度同步 , 以浅水沉积为主 。 通常处于陆表海 、 陆棚海及大陆湖盆等环境 , 形成地台型及陆相沉积 。第六章 板块构造与沉积作用一 、 概述二 、 构造运动对沉积作用的控制三 、 板块构造的沉积盆地分类四、主要盆地类型及沉积作用五 、 沉积盆地的构造背景分析五、 沉积盆地的构造背景分析( 一 ) 岩相与构造背景( 二 ) 地层厚度与构造背景( 三 ) 碎屑岩化学成分和构造背景(1) 砂岩的化学成分分析(2) )岩相与构造背景岩相的更替可以说明地壳的拗陷和隆起 , 岩相还受到海岸及气候的控制 。 例如 , 在地壳拗陷不明显的地区 , 河口的变迁 会使三角洲沉积广泛分布 , 海岸的变迁 也会引起相应的相带的迁移 。后期的再剥蚀 、 再沉积作用也影响相的最终分布 , 现代海底的沉积相分布 , 只能看作暂时的现象 ,在这些沉积物形成稳定堆积并转变到沉积地层之前 ,它们都要在波浪作用下经过再剥蚀和再分布 。岩相与地壳拗陷的速度和幅度有关 , 岩相变化大时 , 说明地壳的升降比较频繁 。 盆地沉降的幅度控制了盆地的海水或湖水的深度 , 也即控制了沉积相的类型 , 而沉降速度则可控制沉积相带的宽度和岩相的类型 。(一)岩相与构造背景相带宽度受地壳拗陷速度的控制 , 同一类型的岩相带有时分布很宽;有的局限在一个窄的带内 。 当剥蚀区域上升速度较快 , 沉积区域沉降速度较幔时 , 同样体积的沉积物有足够时间远距离搬运 , 形成广大范围的分布 , 而厚度则较薄 。 稳定地块上常具有这样的构造环境 。 例如 , 华北地台的早古生代地层在远距离内岩相变化不大 。 当剥蚀区上升速度较快 , 沉积区下降速度也较快时 , 常形成巨大厚度的窄的岩相带 , 山前拗陷就是这种情况 。(一)岩相与构造背景地壳的 拗陷速度制约岩相的类别 , 粗碎屑岩多反映拗陷速度较快 , 而细粒碎屑岩多为相对缓慢拗陷 。 例如 , 西秦岭泥盆系地层 , 北带因拗陷速度快 , 物质供应充足 , 以海陆交互相为主 , 厚度达 9000m。 南带拗陷速度缓慢 , 碎屑物质来源不充分 , 始终维持浅海环境 , 厚度 1000- 2000m。扇三角洲 、 辫状三角洲和普通三角洲 的成因类型是判别大地构造性质的有效方法 。扇三角洲发育的大地构造背景与断陷裂谷的断裂拉张的被动边缘以及冲断的前陆盆地相关 。 扇三角洲与辫状河三角洲在拉张盆地中常有时空上的交替 。 若辫状河三角洲 (或辫状河平原 )与冲积扇并置 , 那么它可能代表裂谷拉张盆地发育晚期;而扇三角洲则代表裂谷盆地断陷早期 。 在裂谷拉张盆地演化早期形成的盆缘断陷中 , 活动断裂与扇发育和海水注入之间有密切关系 , 随着盆地演化和高地的逐渐剥蚀 , 扇三角洲演化成辫状河三角洲和冲积平原 。五、 沉积盆地的构造背景分析( 一 ) 岩相与构造背景( 二 ) 地层厚度与构造背景( 三 ) 碎屑岩化学成分和构造背景(1) 砂岩的化学成分分析(2) )地层厚度与构造背景同一时代的地层厚度在空间上变化很大 , 这种变化反映了地壳的活动状态 , 构造升降及其容纳空间的变化决定了沉积物的厚度 , 可 将地层的厚度作为衡量地壳升降运动幅度的重要标志 。 对现代沉积作用的观察表明 , 从蚀源区进入沉积盆地的沉积物还要遭受波浪作用的再分配 , 使之均匀散布在盆地底部 。 只有位于浪基面以下的沉积物才易保存下来 。地壳拗陷幅度与沉积厚度的关系主要取决于三个因素:① 构造拗陷的速度;② 沉积物堆积速度;③ 制约波浪作用基准面和侵蚀基准面位置 。地壳凹陷与沉积补偿速率关系 沉积盆地的水深和岩相类型与 地壳拗陷的速度和幅度有关,又受到 沉积速率 的叠加影响。因此,以地层厚度作为地壳沉降幅度的分析方法仅适用于浅水盆地。非补偿 补偿超补偿地壳凹陷幅度盆地水深变化盆地深度未变@(二)地层厚度与构造背景一般说来有下面三种情况:( 1) 地壳的拗陷被沉积物所补偿 :地壳下降速度等于沉积物的堆积速度 , 沉积盆地水体的深度在整个过程中变化很小 , 所以岩相变化不大 , 如能持续相当长的时间 , 就能形成巨厚的岩相单一的岩层 。 在许多剖面中厚度很大的灰岩地层就是在这种环境中形成的 。( 2) 沉积物的堆积未能补偿构造拗陷 。 地层厚度小于地壳拗陷的幅度 , 沉积盆地不断扩大 , 剖面上形成海进层序 。未补偿构造拗陷的作用在地质历史中并不罕见 , 大洋盆地就是未补偿的构造拗陷 。( 3) 沉积物的堆积大于地壳拗陷幅度 。盆地逐渐被填平,剖面上出现海退系列,同一部位沉积环境的水深逐渐变小。其地层厚度大于地壳下降的真实幅度。五、 沉积盆地的构造背景分析( 一 ) 岩相与构造背景( 二 ) 地层厚度与构造背景( 三 ) 碎屑岩化学成分和构造背景(1) 砂岩的化学成分分析(2) 金森根据杂砂岩(硬砂岩)和长石砂岩的研究, 首次提出了砂岩构造背景分析的 “ 碎屑模型 ”和 “ 颗粒指数 ” 概念。 1974年澳大利亚的克拉克以各种杂砂岩为研究对象,采用 Q- F- 讨论了用砂岩碎屑组分进行构造背景分析的基本原理,并根据构架颗粒中石英和 2O/杂砂岩分为三类,并对应于不同的板块构造环境。 迪金森等发表了 《 板块构造与砂岩成分 》 。文中根据已知构造背景的现代和古代砂岩的4000多个样品统计分析,确定出 碎屑 板块构造三位一体 的分类方案。 1983年 ,他又利用 7500个古代砂岩数据,对 1979年的模型作了进一步完善。他分析了晚前寒武纪至第三纪北美主要构造发生时期及性质,编制出 8 张 碎屑模型 目前,迪金森( 1979, 1983, 1985)的碎屑模型和板块构造物源区的研究,已成为流行最广的方案。根据矿物成分划分的板块构造物源区类型Q 石英颗粒总数晶石英F 单晶长石总数晶质岩屑L 不稳定岩屑 (v 火山岩屑积岩和变质沉积岩岩屑五、 沉积盆地的构造背景分析( 一 ) 岩相与构造背景( 二 ) 地层厚度与构造背景( 三 ) 碎屑岩化学成分和构造背景(1) 砂岩的化学成分分析(2) 碎屑岩化学成分和构造背景(1) 砂岩的化学成分分析贝第亚 ( 983) 根据现代和古代不同构造部位的大量砂岩的岩石化学数据归纳总结出大洋岛弧 、 大陆岛弧 、 活动大陆边缘和被动大陆边缘四类典型的平均化学成分 ( 表 10- 5) , 其图解模型如图 10- 9所示 。 这些砂岩化学参数主要有 5 种: 2O/ , 其中以 效果较好 。 在表 10- 5和图 10- 9中 , A、
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本文标题:第六章 板块与沉积
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