都江堰碳酸钙（都江堰碳酸钙厂）

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【天辰开户】

本文目录一览：

1、沉积盆地
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沉积盆地

沉积盆地是沉积物堆积都江堰碳酸钙的主要场所都江堰碳酸钙，其形成过程与地壳运动、板块构造息息相关。沉积盆地所处的构造背景主要为以下五种类型都江堰碳酸钙：离散的、板内的、汇聚的、转换的和复合的。在每一类构造背景下，可根据沉积盆地的基底类型、盆地所处板块边界类型、盆地与板块边界的相对位置等因素进一步划分，共可分为26种沉积盆地（图19－3）。以下简要介绍其中几类常见的沉积盆地。

图19－3 沉积盆地类型及沉降机制（据Ingersoll ＆Busby，1995）

（一）离散构造背景下的沉积盆渗山册地

此类盆地整体处于伸展型的构造背景下，盆地沉降的动力机制主要为地壳减薄和沉积负载。在陆壳裂谷作用的早期阶段，主要以地壳的破裂和断块的沉降为主，在垂直于主应力方向上，形成一系列构造成因的地堑，即为大陆裂谷（terrestrial rift valley）。它们多呈狭丛宏窄状，边界为断层所控制（图19－4a）。从规模上讲，可以窄至数公里，也可像东非裂谷一样达到30 ～40km宽、3000km长的规模。大陆裂谷区是重要的沉积物沉积区，内部充填的岩类多样。以东非裂谷为例，主要充填的是火山岩，但同时也可见到各种沉积环境的产物，包括非海相（河流相、湖泊相、沙漠相）、边缘海相（三角洲相、河口湾、潮泙）和海相（陆架、海底扇）沉积物。因此，裂谷盆地内形成的沉积岩包括砾岩、砂岩、页岩、浊积岩、煤、蒸发岩及碳酸盐岩。在亚洲、欧洲、非洲、阿拉伯半岛、澳大利亚及美洲均发现有古代的裂谷体系（Sengor，1995都江堰碳酸钙；Ravnás ＆ Steel，1998；Leeder，1999），它们主要是形成于离散的构造背景下。

随着裂谷作用的发展，陆壳进一步减薄直至断裂，来自地幔的玄武岩浆从大陆裂谷的中心区域涌入，形成新生的洋壳，至此大陆裂谷演化为原洋裂谷（proto－oceanic rift）。在原洋裂谷内，已经形成新生的洋壳，其周缘为新生的被动大陆边缘。红海就是典型的原洋裂谷。在其轴部区域，为＜5Ma的洋壳（Leeder，1999）。红海的扩展始于始新世－渐新世，早期主要为冲积扇、扇三角洲、硅质碎屑海岸、碳酸盐沉积。在中新世，由于海槽的间歇性关闭，盆地沉积环境受限，沉积了5～7km厚的蒸发岩。到上新世，又恢复为正常海相沉积。全新世以来的沉积主要以钙质有孔虫－翼足类软泥沉积为主。

图19－4 常见的沉积盆地类型及其构造背景（据Boggs，2006）

（二）板内构造背景下的沉积盆地

伴随着洋壳扩张，被动大陆边缘逐渐形成。陆壳在被动大陆边缘区域明显减薄，洋壳和陆壳之前形成一个明显的陆壳过渡带（图19－4b）。沉积盆地在陆壳、洋壳及过渡陆壳区域均可发育。

内克拉通盆地（intracratonic basin）发育在稳定的克拉通地块之上，一般远离板块边缘，与中生代或新生代巨型缝合线无关，受构造作用影响微弱，倾角平缓（图19－4c）。平面形态多为椭圆形，呈碟状大面积稳定下沉，其沉降机制主要是地幔岩石圈增厚、沉积和火山岩负载。盆地基底的沉降常表现为多阶段性，沉降速率较低。基底常有早期形成的裂谷带。盆地中的沉积物常以大面积的浅海、滨海沉积（可有部分海陆交互相）为主，形成宽而薄的席状砂体，横向上相变不明显，表现出沉积中心与盆地沉降中心基本一致的特征。沉积物可见石英砂岩、碳酸盐岩、粘土岩、石英质砾岩等。其中，石英砂岩的结构成熟度和成分成熟度通常都较高，许多石英碎屑颗粒都来自长期稳定的克拉通，具有多旋回沉积的特征。在北美可见到唯握广泛分布的古、中生代内克拉通盆地（Sloss，1982）。美国的密歇根盆地和威利斯顿盆地、加拿大的哈得逊湾盆地、澳大利亚的阿玛迪斯盆地和卡奔塔利亚盆地等均属于克拉通内部盆地。

在被动大陆边缘形成的陆隆和陆阶（continental rise and terrace）体系中，陆架、陆坡、陆隆均有沉积作用发生，可形成巨厚的沉积体。在纵剖面上，这些沉积体多呈楔形，向洋方向倾斜（图19－4b）。陆架实际上是非常厚的巨大沉积体的表面，沉积物类型为浅海砂岩、泥岩、碳酸盐岩、蒸发岩。陆坡沉积物为半深海泥岩，在坡脚处沉积层厚可达5km以上。陆坡上分布有众多海底峡谷，它们把陆坡的沉积物输至陆隆和深海盆地。陆隆沉积物为浊流和等深流形成的沉积楔。陆隆－陆阶体系是初始大陆裂谷的所在地，因此有一系列阶梯状正断层和地堑等伸展构造发育在沉积物和基底中。由于陆隆－陆阶体系处于长期稳定的构造沉降环境，其沉降机制可能是由于下部地壳变质作用引起的下地壳岩石密度增高、地壳的伸展和减薄，以及沉积物负载。在大西洋西侧，分布有众多晚三叠－早侏罗世的盆地（BlakePlateau盆地、Georges Bank盆地、Nova Scotian盆地等）。这些盆地均是伴随着联合古陆（Pangaea）的裂解而形成。

在广阔洋壳上也可形成众多的洋盆，既有坳陷盆地也有断陷盆地（图19－4d）。这些洋盆的主要沉积物是远洋粘土、生物软泥及浊流沉积。洋盆内靠近活动大陆边缘的沉积物最终将随着洋壳俯冲至海沟而消亡，或者在俯冲过程中，被陆壳刮下来，成为增生楔（accretionary wedge）的一部分（图19－4e）。现今的太平洋是典型的活动洋盆，以俯冲作用为主，而墨西哥湾是典型休眠洋盆，其基底洋壳既无俯冲作用也无扩张作用。

（三）汇聚构造背景下的沉积盆地

汇聚构造背景主要出现在板块的俯冲、大洋的消亡及随后的碰撞造山过程中。

1.与俯冲作用相关的沉积盆地

沿着俯冲带，质量重而厚度薄的大洋板块通常可以俯冲到大陆板块或另一个大洋板块之下，消减到地壳深部或地幔上部的大洋板块很快发生熔融作用，熔浆逐渐向上运移，并在上覆板块靠近俯冲带附近产生火山喷发，形成火山弧（volcanic arc）。在洋－陆板块俯冲体系中形成的火山弧为山弧（mountain arc），在洋－洋板块俯冲体系中形成的火山弧为岛弧（island arc）。根据火山弧的性质，与俯冲作用相关的沉积盆地可分为两种情况。

在大洋板块与大陆板块汇聚的岛弧－海沟体系（island arc－trench system）中（图19－4e），海沟（trench）靠弧一侧由于俯冲板块低角度逆冲作用刮削下来的沉积盖层和洋壳残片堆积成增生楔，其形成的典型岩类为混杂岩，增生楔内部也可发育有增生盆地（accretionarybasin）。沟－弧体系中沉积盆地主体部分是位于火山弧和增生楔之间的弧前盆地（fore－arcbasin），其基底可能是大洋地壳或大陆地壳或兼有两种地壳。在火山弧的内部有时发育有弧内盆地（intra－arc basin），主要接受来自火山弧的沉积。由于弧前地区的俯冲动力作用，在弧后的大陆地壳表层通常会形成褶皱冲断带（fold－thrust belt）和弧背盆地（retroarc basin）（图19－5a）。

对于大洋板块之间的俯冲作用，沟－弧体系的弧前地区虽有海沟发育，但由于弧体规模通常较小，有时不发育弧前或增生盆地，但在弧体与大陆板块之间的弧后地区通常形成弧后盆地（back－arc basin）或弧后边缘盆地（backarc marginal basin），也称为边缘海盆地（marginal sea basin）（图19－5b）。若俯冲带向大洋方向移动，先前的弧体停止活动，称为残留弧（remanent arc），而新生的火山弧称为前缘弧（frontal arc），两个弧体之间的盆地称为弧间盆地（interarc basin）。

弧前盆地接受的沉积主要来自于附近的火山弧、增生楔，在某些情况下也可有相邻大陆碎屑沉积物的纵向补给。在碎屑沉积作用占优势时，浊流和其都江堰碳酸钙他块状流沉积常过渡为三角洲和河流沉积。在俯冲期间通常以海相沉积作用占优势。因此，一个弧前盆地可包含多种沉积相，不同相带的出现受到海沟－陆坡坡折（trench slope break）的海拔、沉积物输送至弧前盆地的速率、盆地沉降的速率等因素控制。现代弧前盆地一般宽40～100km，长可达数千千米，沉积物可厚达10km，覆盖在增生杂岩体之上，可以是地层接触，也可以是构造接触（王成善，2003）。在靠火山弧一侧，沉积物通常与火山岩呈指状交互接触，或是呈断层接触。现代弧前盆地在巽他群岛、日本海东北部、秘鲁－智利海岸均可见到。

图19－5 俯冲作用相关的沉积盆地（据Donald ＆ Fred，2004）

弧后盆地邻近大陆，沉积物物源比较复杂，既有火山碎屑物质，又有各种陆源碎屑物质，沉积相种类几乎与大洋中发现的一样多，不存在单一类型的沉积作用。但因弧后盆地被大陆和岛弧所环绕，通常没有大洋底流的影响，因而与典型的大洋沉积相比，缺失重要的大洋底流沉积物，而含有较多的火山碎屑物和火山灰。弧后盆地中浊流沉积很发育，尤其是持续扩张的海盆，如有丰富的陆源碎屑物或火山碎屑物供给时，可形成厚的浊积岩层。根据海底钻探资料，弧后盆地靠近陆缘一侧，主要形成复理石沉积；远离陆缘，靠近岛弧一侧，常为深海沉积、半浮游生物沉积与火山岩互层沉积。

与弧后盆地相反，弧间盆地的沉积物主要来自火山弧的火山碎屑与蒙脱石粘土、生物软泥以及大陆扬尘，极少陆源物质的输入。盆地内的沉积作用有明显的差异。在靠近火山弧的地方有沉积火山碎屑裙发育，它可能是一种水下扇的复合体；在火山碎屑裙远端以外堆积了棕色远洋粘土和火山玻璃质等。碳酸钙含量较高的远洋软泥沉积在盆地的远源端，直到它下降到碳酸钙补偿深度以下，而后是棕色粘土和硅质软泥沉积。绝大多数的弧间盆地最终会消减掉，它们的沉积充填物一部分保存在残留洋盆中，成为增生楔的叠瓦片，或成为碰撞带内的推覆体。而弧后盆地地层层序却能很好地保存下来，.只有中等褶皱。但在古老的沉积序列中一般较难区分出弧后盆地沉积和弧间盆地沉积。现代弧后盆地和弧间盆地主要分布于太平洋北部和西部，也见于大西洋西部和地中海。

2.碰撞作用相关的盆地

碰撞作用主要见于洋盆闭合及随后的陆－陆碰撞阶段，形成的褶皱冲断带及相应的前陆盆地（foreland basin）。前陆盆地按其形成的构造位置可以分为周缘前陆盆地（peripheralforeland basin）和弧后前陆盆地（retroarc foreland basin）。周缘前陆盆地与A型俯冲作用有关，紧靠在大陆碰撞所产生的造山带外侧，是大陆碰撞及其后由于板块自身重力作用造成内俯冲而形成的岩石圈挠曲盆地（图19－4f）。但它也可在弧－陆碰撞期间在弧前发展起来。弧后前陆盆地发育在岩浆弧之后，与陆内B型俯冲作用有关，既可与板块碰撞相联系，也可形成于洋壳俯冲作用时期。

前陆盆地在平面上一般为狭长形态，纵剖面形态多不对称，近造山带一侧陡，向克拉通一侧宽缓，盆地内充填的沉积物厚度一般在造山带一侧厚，向克拉通方向逐渐减薄。前陆盆地沉积充填物一般具有双物源，主要物源来自冲断带，次要物源来自克拉通，物源供给型式主要受冲断造山有关的地形起伏影响。来自冲断带的沉积物一般含较丰富的岩屑，来自克拉通的沉积物，石英含量高，长石、岩屑含量少。一般而言，前陆盆地沉积物早期以灰、灰绿色等为主，晚期以红、杂色等为主。岩石组合在下部层序以石英砂岩组合为主，在上部层序为岩屑砂岩组合，矿物成分的成熟度与结构成熟度由下至上明显地降低。由于造山带逐步遭受剥蚀，在沉积的碎屑物中出现倒序现象，如年代较老的砾岩层，其源岩时代较新，而年代较新的砾岩层，其源岩时代较老。因此前陆盆地的构造活动与沉积作用具有相关性。现代的前陆盆地可见于台湾西海岸、亚平宁半岛、落基山脉等。

碰撞过程中还可形成残留洋盆（remnant ocean basin），它是位于汇聚边缘的收缩型盆地，盆地中沉积了巨厚的浊积岩，碎屑一般来自于相邻缝合带（Ingersoll，1995）。孟加拉湾被认为是现代残留洋盆的典型代表，盆地中沉积了世界上最大的碎屑沉积体系——孟加拉扇，但它在横向上过渡为介于喜马拉雅山脉与印度大陆之间的前陆盆地，显示了两种盆地类型在形成时间上具有继承性，在空间分布上具有过渡性。显然这类盆地与前陆盆地均是两个板块碰撞后期形成的，两者具有成因联系（王成善，2003）。

（四）转换构造背景下的沉积盆地

转换构造背景多出现于大洋扩张中脊和板块边界，以走滑、转换断层为特征，多发育有走滑盆地（strike slip basin）（图19 －4g）。走滑断层的活动在局部可形成扭张和扭压两种应力环境，分别可形成扭张盆地（transtensional basin）和扭压盆地（transpressional basin）。走滑盆地规模可大可小，可从小到几百平方米的小凹陷到大到几十平方千米的菱形断陷盆地。其形态一般为菱形或长条形，长轴方向与走滑构造带方向一致。由于走滑断层可形成于多种构造背景下，其充填的沉积物可包括海相或非海相的多种沉积环境产物，沉积体系可以从冲积扇、扇三角洲到海底扇、滑塌堆积、碎屑流和浊流沉积等。尽管各种沉积相都有可能在走滑盆地内出现，但每一种沉积相在盆地内侧延伸都不会太远，盆地的沉积受控于盆缘边界断裂和盆地的快速沉降作用。很多情况下，走滑盆地紧邻隆起带，物源丰富，沉积速率快，可形成厚层的沉积层，同时可发育有同沉积构造。美国西海岸的圣安德烈斯断层，为太平洋板块与北美洲板块之间的转换边界，沿此断层发育有典型的走滑盆地。

（五）复合构造背景下的沉积盆地

坳拉槽（aulacogen）是复合构造背景下比较特殊的一种沉积盆地。它是大陆裂谷最初形成时所产生的三叉裂谷中停止发育的一支，另两支则发育为洋盆（图19－4h）。坳拉槽从大陆内向外延伸，并向大陆边缘加深，其走向与海岸斜交或近于垂直。因此，坳拉槽为面向海洋的狭长楔形盆地。自洋向陆，盆地的基底类型由大洋端的洋壳，经过过渡型地壳渐变为克拉通内的大陆地壳。沿着此方向沉积物特征也有明显的变化：近大洋端为海相或海陆过渡相的碎屑岩、浊积岩和碱性或偏碱性火山岩；在近大陆内部一端，沉积特征与克拉通内盆地相似，为陆相或海陆过渡相的石英砂岩、砂泥岩及碳酸盐岩，可夹膏盐沉积。沉积厚度向大陆内方向明显变薄，火山活动也减弱。坳拉槽沉积在其不同的发展阶段也不完全相同。裂谷初期和早期，主要接受火山熔岩和以断层控制的断崖扇沉积，物质的搬运方向总体上沿裂谷轴线向洋搬运，而邻近的大洋关闭后，物源来自于造山带，向克拉通方向搬运。