沉积盆地
图19-3沉积盆地类型和沉降机制(根据Ingersoll &Busby，1995)
(1)离散构造背景下的沉积盆地
这类盆地处于伸展构造背景，盆地沉降的动力机制主要是地壳减薄和沉积载荷。在大陆地壳裂谷早期，主要是地壳的破裂和断块的沉降，在垂直于主应力的方向上形成了一系列的构造地堑，即大陆裂谷。大部分狭窄，边界受断层控制(图19-4a)。规模上，可以窄到几公里，也可以像东非大裂谷一样，达到30 ~40km宽，3000km长的规模。大陆裂谷区是一个重要的沉积区，其中充满了各种岩石。以东非大裂谷为例，以火山岩充填为主，但同时也能看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、潮汐冰碛)和海相(陆架、海底扇)沉积。因此，裂谷盆地中形成的沉积岩包括砾岩、砂岩、页岩、浊积岩、煤、蒸发岩和碳酸盐。在亚洲、欧洲、非洲、阿拉伯半岛、澳大利亚和美洲都发现了古老的裂谷系统(森戈尔，1995；拉夫纳斯钢铁，1998；Leeder，1999)，它们主要形成于离散的构造背景。
随着裂谷作用的发展，大陆地壳进一步变薄直至断裂，来自地幔的玄武质岩浆从大陆裂谷的中心区域涌入，形成新的洋壳，大陆裂谷演化为原大洋裂谷。在原大洋裂谷中，新的洋壳已经形成，其外围是新的被动大陆边缘。红海是典型的原大洋裂谷。在轴向区域，它是一个直径小于5 mA的大洋壳(Leeder，1999)。红海的扩张始于始新世至渐新世，早期主要为冲积扇、扇三角洲、硅质碎屑海岸和碳酸盐沉积。中新世，由于海槽的间歇性闭合，限制了盆地的沉积环境，沉积了厚度为5 ~ 7 km的蒸发岩。上新世，它恢复到正常的海洋沉积物。全新世以来的沉积物主要是钙质有孔虫-翼足类软泥沉积。
图19-4常见沉积盆地类型及其构造背景(根据Boggs，2006)
(2)板内构造背景下的沉积盆地
随着洋壳的扩张，被动大陆边缘逐渐形成。被动大陆边缘区大陆地壳明显变薄，在大洋地壳和大陆地壳之前形成了明显的大陆地壳过渡带(图19-4b)。沉积盆地可以发育在陆壳、洋壳和过渡陆壳中。
克拉通内盆地发育在稳定的克拉通地块上，一般远离板块边缘，与中、新生代巨型缝合线无关，受构造作用影响较弱，倾角平缓(图19-4c)。平面形状多为椭圆形，以碟形大面积稳定下沉。沉降机制主要是地幔岩石圈增厚、沉积和火山岩加载。盆地基底的沉降往往呈现多期性，沉降速率低。基底中通常有早期裂谷带。盆地内沉积物通常以大型浅海和海岸沉积为主(部分海陆可能交叉)，形成宽而薄的席状砂体，横向上无明显相变，表现出沉积中心与盆地沉降中心基本一致的特征。沉积物中可见应时砂岩、碳酸盐岩、粘土岩和应时砾岩。其中，应时砂岩的结构成熟度和成分成熟度通常较高，许多应时碎屑颗粒来自长期稳定的克拉通，具有多旋回沉积的特点。古生代和中生代陆内盆地(斯洛斯，1982)广泛分布于北美。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、澳大利亚的阿马德乌斯盆地和卡奔塔利亚盆地都属于克拉通。
在被动大陆边缘形成的陆坡和阶地体系中，大陆架、大陆坡和陆坡都有沉积作用，可以形成极厚的沉积体。在纵向剖面上，这些沉积体多呈楔形，向向阳方向倾斜(图19-4b)。陆架实际上是一个非常厚的巨大沉积体的表面，沉积物类型有浅海砂岩、泥岩、碳酸盐岩和蒸发岩。大陆坡上的沉积物为半深海泥岩，坡脚沉积物厚度可达5公里以上。大陆坡上有许多海底峡谷，将沉积物从大陆坡搬运到大陆隆起和深海盆地。高地沉积物是由浊流和等深流形成的沉积楔。大陆隆起-阶地体系是最初大陆裂谷的所在地，因此在沉积物和基底中发育了阶梯状正断层和地堑等一系列伸展构造。由于隆起-阶地系统处于长期稳定的构造沉降环境，其沉降机制可能是由于下地壳岩石密度的增加、地壳的伸展减薄和下地壳变质作用引起的沉积载荷。大西洋西侧有许多晚三叠世-早侏罗世盆地(BlakePlateau盆地、Georges Bank盆地、Novascottian盆地等。).这些盆地是随着泛古陆的裂解而形成的。
在广阔的洋壳上也可以形成无数的海洋盆地，包括坳陷盆地和断陷盆地(图19-4d)。这些海洋盆地中的主要沉积物是远洋粘土、生物软泥和浊积岩沉积物。洋盆中活动大陆边缘附近的沉积物，最终会随着洋壳向海沟的俯冲而消失，或者在俯冲过程中被大陆地壳刮掉，成为增生楔的一部分(图19-4e)。今天的太平洋是典型的活动洋盆，以俯冲为主，而墨西哥湾是典型的休眠洋盆，其基底洋壳既没有俯冲也没有扩张。
(3)会聚构造背景下的沉积盆地
会聚构造背景主要出现在板块俯冲、海洋消亡以及随后的碰撞造山运动中。
1.与俯冲有关的沉积盆地
沿着俯冲带，质量重、厚度薄的海洋板块通常可以俯冲到大陆板块或另一个海洋板块之下。已经俯冲到地壳深部或上地幔的海洋板块会迅速融化，熔融的岩浆逐渐上移，上覆板块在俯冲带附近喷发，形成火山弧。洋-陆板块俯冲体系中形成的火山弧是山弧，洋-陆板块俯冲体系中形成的火山弧是岛弧。根据火山弧的性质，与俯冲有关的沉积盆地可分为两种情况。
在大洋板块和大陆板块汇聚的岛弧-海沟体系中(图19-4e)，由于俯冲板块的低角度推力，从海沟弧侧刮下的沉积盖层和洋壳碎屑堆积成增生楔，其形成的典型岩石类型为混杂岩，在增生楔中也可发育增生盆地。沟弧体系中沉积盆地的主体是位于火山弧和增生楔之间的弧前盆地，其基底可能是洋壳或陆壳或两者兼有。弧内盆地有时发育在火山弧内部，主要接受来自火山弧的沉积物。由于弧前地区的俯冲动力学，弧后大陆地壳表面通常形成褶皱冲断带和弧后盆地(图19-5a)。
对于大洋板块之间的俯冲，虽然在沟弧系统的弧前区域发育海沟，但由于弧体体积小，有时不存在弧前或增生盆地，而弧体与大陆板块之间的弧后区域通常形成弧后盆地或弧后边缘盆地，也称为边缘海盆(图65438+)。如果俯冲带向大洋方向移动，则之前的弧停止移动，称为残留弧，而新的火山弧称为锋面弧，两个弧体之间的盆地称为弧间盆地。
弧前盆地接受的沉积物主要来自附近的火山弧和增生楔，在某些情况下，还可以受到相邻大陆碎屑沉积物的垂直补充。当碎屑沉积占主导地位时，浊流和其他块状流沉积往往过渡到三角洲和河流沉积。在俯冲过程中，海洋沉积通常占主导地位。因此，一个弧前盆地可以包含多种沉积相，不同相带的出现受海沟坡折带的高程、沉积物向弧前盆地的搬运速率、盆地沉降速率等因素控制。现代弧前盆地一般宽40 ~ 100 km，长几千千米，沉积物厚10km，覆盖增生复合体，可以是地层接触，也可以是构造接触(王成山，2003)。在靠近火山弧的一侧，沉积物通常与火山岩呈指状或断层状接触。现代弧前盆地可以在巽他群岛、日本海东北部和秘鲁-智利海岸找到。
图19-5与俯冲有关的沉积盆地(根据Donald & Fred，2004)。
弧后盆地毗邻大陆，沉积物来源复杂，既有火山碎屑物质，也有各种陆源碎屑物质。沉积相的类型几乎和海洋中发现的一样多，没有单一类型的沉积。但由于弧后盆地被大陆弧和岛弧包围，通常没有大洋底流的影响，所以与典型大洋沉积物相比，缺乏重要的大洋底流沉积物，含有较多的火山碎屑物质和火山灰。在弧后盆地，尤其是不断扩张的海盆中，浊积岩沉积十分发育。如果有丰富的陆源或火山碎屑物质，可以形成厚的浊积岩。根据海底钻探资料，弧后盆地靠近大陆边缘，主要形成复理石沉积；远离大陆边缘，靠近岛弧，往往是深海沉积、半浮游生物沉积和火山互层沉积。
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和蒙脱石粘土、生物软泥和大陆尘埃，陆源物质的输入很少。盆地内的沉积作用有明显的差异。火山弧附近有一条沉积的火山碎屑裙，可能是水下扇复合体；棕色远洋粘土和火山玻璃堆积在火山碎屑岩裙的远端之外。碳酸钙含量高的海洋软泥沉积在盆地的远源端，直到低于碳酸钙的补偿深度，然后沉积棕色粘土和硅质软泥。绝大多数弧间盆地最终将被消除，它们的部分沉积充填物将在残余洋盆中保存下来，成为增生楔中的叠瓦状构造或碰撞带中的推覆构造。而弧后盆地的地层层序可以保存的很好，只有中等褶皱。然而，在古沉积层序中，一般很难区分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在太平洋北部和西部，但在大西洋西部和地中海也有分布。
2.与碰撞相关的盆地
碰撞主要发生在洋盆闭合和随后的陆-陆碰撞阶段，形成褶皱冲断带和相应的前陆盆地。前陆盆地按其所处的构造位置可分为周缘前陆盆地和弧后前陆盆地。外围前陆盆地与A型俯冲有关，靠近大陆碰撞产生的造山带外侧，是由于板块本身的重力作用，大陆碰撞及后续内部俯冲形成的岩石圈挠曲盆地(图19-4f)。但是它也可以在弧-陆碰撞期间在弧之前发展。弧后前陆盆地发育于岩浆弧之后，与陆内B型俯冲有关，可能与板块碰撞有关，也可能是洋壳俯冲过程中形成的。
前陆盆地一般平面狭长，纵向剖面不对称，靠近造山带陡峭，向克拉通方向宽缓。盆地内充填的沉积物厚度一般在造山带上较厚，向克拉通方向逐渐减小。前陆盆地沉积充填物一般具有双重物源，主要物源来自冲断带，次要物源来自克拉通，物源供给模式主要受与冲断造山作用有关的地形地貌影响。来自冲断带的沉积物通常含有丰富的岩屑，而来自克拉通的沉积物含有高含量的应时和低含量的长石和岩屑。总的来说，前陆盆地的沉积物早期以灰色和灰绿色为主，晚期以红色和杂色为主。岩石组合以下部层序的应时砂岩组合和上部层序的岩屑砂岩组合为主，矿物成分和结构成熟度自下而上明显降低。由于造山带的逐渐侵蚀，沉积碎屑中出现逆序现象，如较老的砾岩层，其源岩年龄较新，而较新的砾岩层，其源岩年龄较老。因此，前陆盆地的构造活动与沉积作用有关。现代前陆盆地可以在台湾省西海岸、亚平宁半岛和落基山脉找到。
在碰撞过程中，还可以形成残余洋盆，这是一个位于汇聚边缘的收缩盆地，其中沉积了厚厚的浊积岩，碎屑一般来自相邻的缝合带(Ingersoll，1995)。孟加拉湾被认为是现代残留洋盆的典型代表。盆地内沉积了世界上最大的碎屑沉积体系孟加拉扇，但在水平方向上过渡为喜马拉雅山与印度大陆之间的前陆盆地，表明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，这些盆地和前陆盆地都形成于两个板块碰撞的晚期，它们具有成因联系(王成山，2003)。
(四)转换构造背景下的沉积盆地
转换构造背景多出现在洋中扩张脊和板块边界，以走滑和转换断层为特征，带有走滑盆地(图19 -4g)。走滑断层的活动可以在局部地区形成两种应力环境，即扭转盆地和扭转盆地。走滑盆地可大可小，从几百平方米的小坳陷到几十平方公里的菱形断陷盆地。其形状一般为菱形或长条形，长轴方向与走滑构造带一致。走滑断层可以在多种构造背景下形成，其充填的沉积物可以包括海洋或非海洋沉积环境产物，沉积体系可以从冲积扇、扇三角洲到海底扇、滑塌堆积、泥石流和浊流沉积。虽然走滑盆地可能出现各种沉积相，但每种沉积相都不会在盆地内部延伸太远，盆地的沉积受盆地边缘的边界断层和盆地的快速沉降控制。走滑盆地在很多情况下靠近隆起带，物源丰富，沉积速率快，可以形成厚层沉积物，发育同沉积构造。美国西海岸的圣安地列斯断层是太平洋板块和北美板块的转换边界，沿着这条断层存在典型的走滑盆地。
(5)复合构造背景下的沉积盆地。
裂陷槽是复合构造背景下的特殊沉积盆地。它是三叉裂谷的一个分支，在大陆裂谷刚形成时就停止发展了，另外两个分支发展成了洋盆(图19-4h)。裂陷槽从大陆向外延伸，并向大陆边缘加深，其走向倾斜或接近垂直于海岸。因此，裂陷槽是一个面向海洋的狭长楔形盆地。从海洋到陆地，盆地的基底类型逐渐由大洋末端的洋壳转变为克拉通内的陆壳，再经过过渡壳。沿着这个方向，沉积物的特征也发生了明显的变化:靠近洋底有海相或海陆过渡相的碎屑岩、浊积岩和碱性或碱性火山岩；在靠近大陆的内端，沉积特征与克拉通盆地相似，为大陆相或过渡相的应时砂岩、砂岩和碳酸盐岩，可沉积石膏和盐。向大陆方向沉积厚度变薄，火山活动也减弱。在不同的发展阶段，裂陷槽的沉积并不完全相同。裂谷早期和早期主要接受火山熔岩和受断层控制的崖扇沉积，物质的运移方向一般沿裂谷轴向阳。邻洋闭合后，物质来源于造山带，向克拉通方向运移。