中国北方地区弧造山带岩浆弧上发育的沉积盆地

中国北方地区弧造山带岩浆弧上发育的沉积盆地

作者于2013年出版了《西北地质》第一版（李继良等，2013），进一步解释了拱造山带岩浆拱发育沉积盆地的沉积作用。岩浆弧上主要发育2类盆地:弧内盆地和弧背前陆盆地。这2类盆地的发育使弧造山带的大地构造和沉积作用复杂化,同时也为造山带研究提供了新的内容。1弧地弧台岩浆弧不论是岛弧还是山弧,都是弧状的线性带,其长度在4千米以上,宽度为50～250km,平行消减带走向展布。岩浆弧上有一条明显的火山前缘带,是火山作用最活跃的轴心地带,大致位于消减带之上100～120km处。从弧前盆地的基底到弧后盆地的岛弧一侧,弧岩浆岩构成了地壳的主要组成部分,Dickinson(1974a,1974b)把它称为弧地块(Arcmassif)。地块突出于海平面之上的部分称为弧台地(Arcplatform)。图1表示弧沟系的弧前盆地、弧台地、火山前缘、弧内盆地、弧后盆地及弧地块在剖面上的位置。SmithandLandis(1995)将弧内盆地定义为:位于弧台地上具有火山和沉积堆积物的沉积盆地。他们把弧内盆地划分为火山边界型、构造边界型和混合边界型三类。下面将列举有关实例说明这些弧内盆地的沉积学特征。1.1盆地层序shabudiniperrand日本岛弧位于欧亚板块、北美板块、太平洋板块及菲律宾板块交汇处的活动火山弧环境。包括了108个活动火山和大量的第四系火山机构(Kataokaetal.,2009)。图2表示日本岛弧的本州岛内火山边界弧内盆地的分布。较大的盆地有:鱼沼盆地(Uonumabasin)、上总盆地(Kazusabasin)、东海盆地(Tokaibasin)、小和光盆地(Kobiwakabasin)、大阪盆地(Osakabasin)和菖蒲盆地(Shobudanibasin)。这些盆地位于大规模火山之间的凹陷部位,或为山间盆地,或为河流盆地,或为湖泊盆地。盆地的沉积充填物主要是火山灰、火山碎屑和岛弧火成岩风化、剥蚀搬运来的碎屑。图3表示了小和光盆地的沉积地层与沉积环境的层序分布特征。剖面最底部是粉砂岩,向上有一层远距离飘落的原生火山碎屑砂岩。它们构成了盆地的基底。基底之上是盆地底部的前三角洲环境向上变粗的粉砂岩-细砂岩组合。剖面中部是河口坝环境的粉砂与细砂沉积,具有波痕层理和向上变粗的粒度结构;剖面上部是三角洲平原活动的分流河道沉积,由2个沉积旋回组成;下部旋回始于含砾砂岩,向上渐变为砂岩。上部旋回由砾岩开始,向上渐变为含砾粗砂岩和砂岩。2个旋回都具有槽状交错层理和板状斜层理,以及向上变细的正粒序结构。剖面顶部亦由2个旋回组成。2个旋回都是始于分流谷道沉积,终于洪泛平原沉积,标志着盆地沉降作用的结束。图4表示出火山边界弧内盆地沉积岩露头特征。其表现出层理构造或者板状、槽状交错层,也可能呈现小型波痕斜层理。岩石的组成主要有2种碎屑组分,其一是直接来自火山的飘落原生组分;其二是岩浆弧的先成岩石经过风化、剥蚀与搬运的次生碎屑沉积物。图5是火山边界弧内盆地形态、沉积物分布和物源的示意图。在最靠近火山口的谷道中,有熔凝灰岩堆积。盾状火山外缘有厚的原生火山碎屑飘落物沉积;继续向外具有薄的原生火山碎屑飘落物沉积。最外缘是由河流搬运的次生火山碎屑和再沉积碎屑的分布区。1.2更新世盆地沉积期岩相古地理新瀉盆地是一个新生代—中新世时期在日本弧内张裂形成的盆地。这个盆地发育的早期以快速沉降为特征。在中新世的兰哥期到塞拉瓦尔期的2Ma内沉降了4000m(图6),沉降速率为2cm/y。这个时期与第一阶段的沉积单元相应。从塞拉瓦尔期中期到托尔通期中期的7Ma内,沉降了3000m,沉降速率为0.42cm/y。这个时期与第二阶段沉积单元相应。从中新世末到上新世初,沉降速率是一个近于不变的持稳时期,然后盆地进入挤压隆升阶段,一直持续到更新世初期。这个时期与第三阶段沉降单元相应。新瀉盆地的4个沉积单元见图7。第一单元沉积在岛弧的火山碎屑岩基底之上,主要沉积物是盆地斜坡与盆地底部的深水沉积灰色泥岩,西南部的坡上峡谷沉积了浊积岩。第二单元在大部分地区沉积了海下扇浊积岩,在西南部的单元下部有扇三角洲沉积,中上部有前三角洲沉积和后三角洲沉积。第三单元是沉积环境频繁变化的沉积期。在盆地的东北部,下部为盆地斜坡与盆地底部泥岩沉积,中部是峡谷浊积岩沉积,上部为三角洲和大陆架沉积覆盖的盆地坡与盆地底泥岩沉积。在盆地西南部,第三单元下部为大陆架前三角洲沉积、三角洲创建于河流沉积,由东北向西南渐变为陆相,并向北东方向扩积。中部底层继承下部的沉积相,然后,有一层大面积的火山岩覆盖,向北东一直覆盖到大陆架上。上层又是河流沉积、三角洲沉积和大陆架沉积,向北东方向大面积扩积。第四单元在更新世晚期沉积,这时盆地由于挤压而全部隆升到海平面以上,沉积物由冲积扇沉积和河流沉积构成。在盆地的北西西—南东东地质构造剖面上(图8),西部和中部以正断层为主,它们大多数没有穿过第三沉积单元。在盆地东部,由于构造反转,正断层转变为逆断层,并穿过第三沉积单元,说明构造反转发生在第三单元沉积期间或沉积之后。图8的剖面充分反映出新瀉盆地是一个构造边界的弧内盆地,而图6表明盆地的构造沉降具有重要的作用。构造边界弧内盆地的沉积物与火山边界弧内盆地有明显的差异,构造边界弧内盆地主要是风化、搬运、再沉积的次生碎屑,几乎没有原生的飘落火山碎屑。1.3弧背前陆盆地wolbaching构造边界与火山边界共同作为弧内盆地边界的实例有:意大利撒丁岛的昂劳纳盆地。从图9可以看到,盆地东侧以维达尔巴断层为界,西侧边界是隆起的火山。图9表示了昂劳纳盆地的边界,同时还表示出盆地的水上与水下地貌,也表示了沉积环境和沉积物源。说明火山边界一侧具有冲积扇、河流、扇三角洲与湖滨沉积环境;而在断层边界一侧具有深水沉积环境。图10的沉积层序综合剖面进一步反映了不同沉积环境的沉积物叠加序列。最下部是深水环境沉积的浊积岩、水下峡谷含砾浊积岩前三角洲泥岩和三角洲砂岩沉积。上部有三角洲分流河道沉积、扇三角洲沉积和飘落火山碎屑凝灰岩以及近火山的熔凝灰岩。这些沉积特征也表明了混合边界弧内盆地既具有原生飘落火山组分,也具有风化、剥蚀与搬运的次生碎屑组分。这表明混合边界弧内盆地的沉积特点介于火山边界与构造边界弧内盆地的中间,具有两者的过渡特征。Dickinson(1974)提出弧背(retroarc)盆地,认为它是挤压弧背后的前陆盆地。retro与back在英文中是同义词。但是,backarcbasin(弧后盆地)是伸展、扩张形成的,而retroarcbasin(弧背盆地)是挤压应力场作用下,岩石圈挠曲形成的。在本文中,为了把这2种不同成因的盆地区分开来,把“backarcbasin”译为弧后盆地,而把“retroarcbasin”译为弧背盆地。图11表示安第斯带弧背前陆盆地的大地构造位置和盆地中的冲断构造。弧背盆地在火山前缘带的背后,由于冲断席的负载,引起岩石圈挠曲而发育为沉积盆地。弧背盆地所在的弧沟系位于低角度的消减带,导致具有水平挤压的火山弧。弧背盆地的冲断带具有薄皮构造特征。弧背盆地主要出现在北美的科迪勒拉弧造山带和南美的安第斯弧造山带。图15表示表1中各个沉积相的沉积构造特征。IIIscg碎屑支撑砾岩相,以叠瓦状构造和浊积砾岩的粒序构造为特点。IIIsf泥石流砾岩相表现出正常粒序层构造。IIIdf碎屑流砾岩相呈现碎屑流无序的颗粒弥散构造。IIIss厚层砂岩相表现为块状构造、正常粒序构造、碟状构造和浊积构造。IIIsm砂岩与泥岩互层相呈现水平纹层与波痕纹层低密度浊积构造。IIIm泥岩含薄层砂岩相为水平纹层泥岩、波痕纹层砂岩具低密度浊积构造。Fildani和Hessler(2005)用砂岩碎屑组分的三角图解析了弧背盆地的沉积物来源(图16)。在A图中,源区投影在循环造山带区和分割弧区。在B图中,源区投影在混合区、分割弧区和过渡弧区中。投影图表明弧背盆地沉积物的物源主要来自岩浆弧,在搬运过程中,加入了各种再循环的碎屑,构成了弧背盆地的沉积体。图17表明弧背前陆盆地的构造特点和构造对于沉积作用的控制作用。可以看出,弧背盆地位于一个褶皱冲断带中。沉积盆地的形成是岩石圈受到冲褶席重荷影响发生挠曲引起的。冲褶带的构造变形影响着沉积盆地的发展、沉积环境的变化和沉积物的搬运途径。图17表示了弧背盆地构造的普遍特征及构造同沉积的关系。但是,对于某些具特殊特点的盆地。例如,具有特别的沉积深度、特别复杂沉积环境的盆地,就需要另外去参考研究它们的文献。弧背前陆盆地是一种很特殊的盆地,它们发育在挤压的岩浆弧。在科迪勒拉弧和安第斯弧发育了许多这种盆地;在西太平洋的岩浆弧则很少有这类盆地。但是,在我国增生型造山带中保留了这种弧背前陆盆地。例如,青海省海东地区莲花山的奥陶纪弧背盆地。笔者将在碰撞造山带的沉积学论述章节中加以讨论。限于篇幅,这一部分就讨论至此,下一部分在接下来的期次中即将阐述弧间盆地与弧后盆地。跨越智利—阿根廷边界的马尕兰斯弧背盆地是一个具有代表性的弧背前陆盆地。它具有古生代到侏罗纪的复杂增生弧基底,基底上发育了白垩纪增生弧。白垩纪到新近纪的弧背盆地中沉积了从河流到三角洲、浅海以及深海的各种沉积环境的沉积物。表1描述了马尕兰斯盆地中具有代表性的维尔特凯特谷的各个沉积岩相的沉积特征。图13表示这些岩相的露头特征。图14表示盆地中沉积岩相的分布特点。第一沉积单元由碎屑支撑砾岩相和厚层砂岩相