秘鲁大陆边缘沉积构造史—ODP112航次

1、秘鲁大陆边缘沉积构造史ODP112航次,7'1,r.i,.秘鲁夫陆边缘沉积梅造史ODP1l2航饮擒喜炙洋钻探方案(oDp)II2航次的岩I喈和地球物理资的研究结果定7穿迎轻普垃醇至争陆坡的早始斯世一第四纪正断层的陆确沉款层序以殪一个l5千米坡的海底遭受侵仕,并在中中斜1世洋悄l嘟务瓷兰苄电蕊豫度.适种沉u噼知失蠹搴古新世仕城说明正常板块套聚时的构连惺.纳兹卡洋潜盯培;自部地扣速7构造经蚀,遗留下一个陡崖,而附近波有耩度的压硅勾遣.''傺囊促硅陡崖的酰中新世_冗积定说明了弧前盆地沉降的局部_自遣机.海平面的升降是引起这些相变周期的根本原因.在晚中新世,于现在中r以西约10

2、0同位素特征清楚地说明7孔陴流体的垂向演化】晡序.根据甲烷气体批合物,埋深,到南长迭500;千米的地下卤水.尽管氧同位素成分说明7蒸发岩被海水溶解,但对卤水刺余耪的来源仍然不清楚.控者注:本文系摘译秸征.沉积速度不高(小于lO0米/百万年).沿剖面和侧向仅有一种成份的沉积物,且地震活动性不显着,这三种特征将这一构造与典型的显生宙地槽区别开来.在晚自垩世一早第三纪,锡霍特褶皱区,东萨哈林,苏苏杂,希达卡复背斜,以及南鞑靼带央深海盆等沉降构造,在地壳上升和沉降地块之间产生了渗透率增加的地带,在这显聚集了东中央海盆还伴有裂谷作用.始新世前的火山岩成份不清楚,从始新世开始在深海条件下形成了粗面玄武岩.

3、在渐新世,在正常含盐量的沿日本海盆地内堆集了火山有机陆源沉积.坳馅中生物一陆源沉积继续聚集.从晚自垩世一早第三纪阶段确定了晚第三纪一第四纪构造作用的一般倾向!_太陆和岛屿边缘继续上升,中央海盆,西日本海和西萨哈林一伊西卡里的冒地槽以及它们之间的地背斜高地差异沉降.这些过程大概在中中新世和上新世之初均表现最活泼,且在中央盆地伴有玄武岩类一粗面玄武岩火山活动的活化在西北海道边缘地稽上的钙碱火山话动和沿海大陆架程现代仍程继续36:前声;70年代报辱的沿密第新会秉边缘的研究很步提及上第三兰象压性变形,但对有限的增生荣岩作了说明.并对中生代边缘的洋侧局部是否遭受侵蚀提出了质疑(Rutland,1971:

4、Scholl等,taTa).纳兹卡板块方案的结果说明太陆变质至少延伸至蹦架边缘和沉积物沿下陆坡增生(Kulm等.l98).继晤韵兰个多道地震记录再童l=理确定了中陆玻地区大陆岩石与增生架岩之问的边界(KuJm.198曲.因此沿秘鲁大陆边缘所做的夫洋钻探方案i12航次的构造目标是(1验证对太陆岩石向海的延伸范围以及它与增生杂岩宥连系的的性质的推断;(2)建立犬陆边缘构造史与板块会聚史的关系.-'得海洋上升的最早时祸到垒耨世的记录.在祝积过_程中起枥产出莳有机碳产生了缺氧底水,皎结的特有的自云石和方解看(Sues等,1987).第二个目标是要获得胶结物,孔隙流体和气体样品.以重建成岩环境的

5、演牝.秘鲁太陆边缘地层在112航次期间,RV?OIDES决心者号调查船在秘鲁大陆边缘的10个站位进行了钻探(图1).我们对112航浓岩芯的研究显示陆上沉积物中的渐新世间断在穿透古新统的所有钻孔中均有出现这一间断似乎紧随火山作用从邻近的现代海岸到古新世安第斯I.nj弧陆侧的移动之后(Noble等I979)先于incacQuechua(,Q)不整合,C积物是抓比现在钻孔位置深度更浅的水中沉秘的早第三纪地层在112航次期间.在中,上陆坡的三个地点穿透了始新统局部,第一次是沿着北侧剖面(9)第二次是在南侧剖面(11至l2)作业的(图1,2)在站位688钙质砂岩粉砂岩.含砾岩和荻岩的灰岩的各种层CDP-

6、l(AB)北蚵橘剖面包括记录CDP一2(C-D).据齿抗!裘示秘鲁海商会聚带NR=蚋鼓卡海背.MFZ=门达事断叠带.瓤浮游的动物群说明与秘鲁沿海和海的塔拉腊盆地的动物群有相近的亲和性(,.Cruza.d.o等未发表的资料,l986).这些中新啦岩_石被jQ不整合面分割.缺失渐新世和早中新世沉积.在站位682(图1)采集了短距离上陆瑷即相同的的始新世层顶部的样品(图2)在单一岩芯段中观察到l了相同的渐新世千米以内.在海平面以下其深度达6.2千米.这样,沉积于陆架和上陆坡环境的与岸上塔拉腊始新统剖面相当的局部可被追踪到现代陆架边缘海侧约II5千米处(图2).在站位683,沿北倒的横剖面,中始新统混

7、岩含有源于上部半深海和中上部半深海带的穗巴伦亚盆地的钻孔中同样缺失渐新统剖面(H.Schrade等,未发表的资料).地震记录显示了一个与在迪尔芬和伦亚盆地所钻遇的:整合相似的位于IQ不整台面以下250米基底上的晚不整合(Kulm等,1085).,.晚第三纪地层沉积于陆坡环境的中新世泥岩上覆于lQ不整台面滑南鲫横剖面(图2).该中新世泥辩含有遥移丰富馓化石以及来自半深海中下深度带(500位682,中,晚中新世期问沉积速率的增加以及大量的再造组分说明了现在利马盆地之下即上陆坡20至3O千米有与被切割的不整合面有关的侵蚀(图2),在站位688,下陆坡的中新统上新统显示普遍的松软沉积物变形,包括张性微

8、断层,它含有半深海中深度带搿'.轧向T蛙l_睦J阽艟I琦集圈2南删地震记泵cDPl时阔削面千¨0DPn2航汰钻井苷扶剖面.插图表示甜南删荆面站位62和日B8帆嚆I西蛆古得出甜深度的总结.短氪f线亵示度带边界,窘蛀表示从站位682l搜集的资科.385百万年以前曾有3.5至4千米的降,.,'站位679恰恰位于陆架边缘外46l米的水深处(图2)具有从邻近的海岸上升区遁移来的上中新统至第四系泥.泥的基底以地震记录中穿过陆飙的局部角度不整合面(Thornburg,千米倾斜地层,该不整台面的一局部可能巳接近地面或处于浪基面烈上环境.这种解释与采集的样品中观察列的过去的浅水沉积环境

9、是一致的.,底栖有孔虫指示沉积速率为35o至650米/百万年(Kulra等:l98s):设想自晚中新世(8百万年)以来,利马盆地下的不整合面从5至10百万年开始中下陆坡突然且快速的沉降.限定隆起产生了岛屿,它于晚中新世处于或高于浪基面遭受侵蚀,.8百万年后沉降形成了利马盆地,从大陆架运移来的沉积物在此沉积了(图3).圈3由席甄有孔虫?海岸上升朝811百万年的不整台和相应的间断说明的利马盆地的沉降?北侧的横剖面()穿过了秘鲁大陆边缘局部那里的陆架宽120千米,利马盆地的对应区一特鲁希略盆地位于陆架下面而不是陆坡下面(Thornbur9和Kulm,1981).特鲁希略盆地不像在利马盆地观察到的那样

10、具上隆和下沉的相同历史.在特鲁希略盆地,一种可能的浅水晚中新世甚至更年轻的砂岩含有大化石,在迪尔芬和巴伦亚井孔顶部附近被钻遇(Xulm等,1985).在站位683即3082米水深的上债坡底部硝近采集了特鲁希略盆地和亚基那盆地相当怖术端时间样品.中中新统由沉积于半深海中部深度带的成层状的和生物扰动的泥岩组成,深度带之上与上中新统间断交界,之下与25百万年时间的IQ间断交界.站位685位于l2千米宽的过渡带的下坡2千米处(据近水平韵反射识别)的增生杂岩(据清晰的向陆倾的反射层干"冲断层识别)(见KuJm,1986).由于距过渡带报近,采集的构上具有明显的差异.200米厚的更新世陆坡沉积主

11、要是硅藻泥,含有大量运移的陆架微体一年),它为含硅藻泥岩,钙质泥岩,玻璃质凝灰岩及含有始新世和更年轻陆坡沉积物的再造碎大规模的破坏,那里的中始新统看来己出露.显着的平行层状,磷片状组构得到了全面发育.海沟的增生.在单一的硅藻时间带(0.7百万年)内沉积于陆坡基底的沉积物也许6百万年后会很快增生.39上并海岸沉积物分布海平面和过出蒜低海平面的缺氧带的重要承深艳围内(RelmersandSuess,l9§3).第四纪沉积揖幂北部(站位684)l?米厚,.南部(站位686)犬于300米.这一变化受构造控制,因为站位48目的赢况祝速率说明西皮斯科盆地拍帙速下沉,而站位6s'4更简要的

12、记录说明了在形成较浅且海旅静刷的梅台的挝去匿起幕之后特鲁希略盆地发生了很小的垂直运动,.1了在海岸上升魁程中底水氧的变化.在站位680和679,早上新世沉积物含有比晚上新世沉积物更多盼陆l探碎屙在阮积物窖少量硅藻E和低角度交错层-理的粉细砂时(679),这一趋势在整个中,上中新统有了加强.碎屑相下横午大局部陆架区(yonHiensess,eta】,?t98th's),选袭骐至少在45百万年之前',萨拉韦里盆地受高能底部海水流的侵扰富有机质的泥不能聚集这或许是浅水环境靠近海岸上升中心区的近岸.然而,晚中新世和些钻井位置的上升沉积物和推铡的抬升活动的向海迁移(这由陆架上的相变指示出

13、来)以及利马盆地的下祝史相一致onHneue,Suesselal1988thlslsue).中新世一上新世的互层单元准惭甩再机硪90*.j3.r?90.兰o岳和顺序与砂砑屑(点射蜢)一致,廿与同期位于低肇平面上的球趣类似.束发表的*磁场强度一致.空点为680A井.实点为B$OB井.40楚井位是否位于当时南美克拉通外陆架边缘或出现的构造洋脊朝海的边缘,整个第四纪陆架沉积物磁场强度有机碳含量薄层状的和生物扰动单元韵厚度具有各种频率变化,如站位680的有机碳前的许多周期(图4).有L碳最大值和薄层单元一致,最小值和砂层一致.我们认为产生周期的主要原因是海平面变化,底水站位680B孔我们获得了5个主要

14、砂层和4十次要砂层(图4),这些砂层和过冰期的频率和顺序类似(prelleta1.1986).确实,未发表的这i=I并中的氧同位素资料至少有5个砂层带与生活在大洋冰期的底栖宥孔虫动群物期和间辣辫周期.在站位680某些井段,高有机碳含量与高磁坜强度一致(图4),这是由海岸上升区的底酃缺氧而富含有机碳的生物磁铁矿产量韵增加引起的,在富含有机质的沉积物内的生物磁铁矿是在省塔巴巴拉盆地的上升相内发现的.在安哥拉盆地,中斯世沉积物也受到簿岸上升的影响(peteeneta1.1驰6)硅酸盐胶结作用成岩作用根据秘鲁边缘所有锚井沉积物内的孔隙嘛化学和可溶解气体推断有机质钧缺氧分锵是主要的成岩过程,可溶硫酸盐从

15、沉积物一水界面延伸至井下一段距离,它通常在2040米之后或在海底之下被耗尽(站位679可溶硫酸盐到达l50米的深度).除陆架钻井位置中的卤水补教盐减步是由于存在大量有机质它引起硫酸盐垒面减少,而硫酸盐从底水向沉积物的扩散不能补充其消耗量.弧前盆地的高沉积速率在50米和大晋300米/百万年之间,这限制了溶解的代谢产橼与上覆海水的向上交换(SucssgoaHucne,etal,1988),并导致了氨,磷酸盐甲烷和孔隙水中二氧化碳总量的增长.在中陆坡位置,由深海钻井方案和大洋钻探方案的钻井毫摩尔/升,磷酸盐为3o3.74微摩尔/升,氨为63.02毫摩尔/升,在这种条件下,成岩的方解石和白云石通过直接

16、沉淀形成(BakerandKastner,1981:B0kcraadBuras,1985).在陆架和中陆坡位置沉积物内有大量的垢物,固结物和分散的方解石和自云石,碳酸盐胶结物开始¨现在硫酸盐复原带内在海底之下几米的陆架范围内(站位687为0.7米,站位681为4.2米)并在整个甲烷作用带内继续生成,在中陆坡位置,碳酸盐形成在较大的埋深内(站位682为108米,站位683为422米).在硫酸盐复原带和甲烷作用带内形成的碳酸盐胶结物的稳定同髓素资料以胶结顺序为例定同位素数据.并附有孔隙水环境数据(盐度.硫酸盐甲烷,6OHo,和温度).孔隙水数据是据钻探船上的报告列出的(suess,v0n

17、Huenc,etal,1988),同位素数据那么是在Thcrnburg底一F32B)最初形成在根据Frtz和Smith(197o)对次生白云石的分馏系数得来的.随着连续埋深,白云岩胶结物然后进入了甲烷作用带,它们看来在总二氧化碳同位誊和升高温度方面失去了平衡.在站位682A的191和307米的胶结物(8"C=+164aaclPDB,与来自增温的预测数据一致,尽管在3o9322米预测的6"oPDB)比实掰的数据低得多.这将说明胶结物形成在浅予l00米左右处,后来被埋藏.在站位68l7B(16I米)和站位672A(i06米)的白云岩胶结物最初形成在甲烷作用带c中的总二氧化碳与井

18、下辕深处相比没有完全耗尽.在两个例子申,氧同位素特征坚持丁世代的发现和现在的孔隙水环境有明显的不平衡,它们的6c值说明尽管现在存在甲烷,但碳酸盐是在硫酸盐复原带内生成的.据氧同位素占1.O,地层温度亦比井下实测的高一结物在一20标准的平均海洋永的孔隙水内形成.这种情况说明,蚀变流体的层薄对多世代胶结物的形成作过奉献气体水台物和孔I嗷化形式在所有钻井中甲烷的高浓度与海解的孔隙硫酸盐的消失一致(表l的站位687B和682A).这意殊着甲烷的来源是由碳酸盐离子的微生物复原,这和CayloolandKaplao(isz4)的甲烷作用标准模型一致.无论什么地方缺失硫酸盐离子,甲烷含量按每升湿沉积物计算为

19、动几毫升.这样高的甲烷浓度超过了水中的溶解度,于是形成了甲烷l气体水合物(kvenvoldeasdMcMe.alT1in,i980,.中陆坡的所有沉积物(站位622,683,685和68s)是在气体水合物的压力一温度稳定区内,在两口井中可回采到各种水合物,在所有4口井中都有这种水合L仰c毫克什f值是曲千面步过程的结果:1)气体水台物的别离和在岩茜采集时东音牦承被孔醇水的稀释;2)低氯化物永的流动可能引起站位683和688裸部氯化物的倔移(太箭击所示)一这种流动可能与110航次在巴巴多斯洋脊杂岩的滔睨带钻探的结果相潋(M0oreMussIe等.1987).藐们讨论了可能形哎低氧化物流体的几韩机制

20、.556毫庠尔,升的垂绞为正常海水氯化物台量.BSR为底水模拟反射面.42物.在地袭压力和温度下,从岩j桶内获取的小局部水舍物别离成水和甲是,孔晾氯化物的稀释是通过水台物的数量观察到构.这一稀释产物显然在气体水台层(圈6,站位688小箭头所示)附近.另外,孔隙水氯化物的全面减少(站位687,683种688)和所宣布的站位688,683(图5,大箭头)的最小值,包括(图6)站位679可能反映了低氯化物流体的不同来源.低氧化物水的增加认为来自气体常用地震记录中底部反射面绘出(Hessa.dHartison,i98i).新近,犯巴巴多斯洋脊杂岩内的孔隙氯化物型式(那儿不存在笼形化合物)归因于由在流体

21、沿增生杂岩断面运移筋间所产生的超作用(Moore,Masc!eelaI987).在站位688和可能的站位683底部,显示了氯化物最小值可能是由已耗尽氯化物的流体流动引起的,除笼形化合物的热分桶和粘土隔膜的渗滤外,我们还注意了另一个机制一一.氧毫克分子.:.r'r一j.;?I一?rr;夹层水从牯土中释放,或可能是在压嘉和地热增热过程中化学界Brad1钾(1987)巳评价了蒙脱石脱水环境,并强调在最初温度小于60.C和压力小于1O0巴,没相当于秘鲁边缘深约550米的情况.因此,弧前盆地的压实和沉降可以产生低氯化物流体.地下水文区和在大陆架上发现的中陆坡盆地的低氯化物流体区有很大差剐.那里,

22、所有钻井结论秘鲁会聚边缘近海局部40百万年前的构造史补充了岸上建立的岩浆构造幂(MckeeaadNoble1988)d1于未能钻及基底阻碍了对陆架边缘古生代片麻岩,片岩(ku】metall988)沿岸地区观察到的同时代的情况相似(Pineda,l986).从岸上到海沟轴的15千米范围内.从纬度12.s至5.S,依据钻孔资料和地震记录上的明显特征现巳辩认了沉降IQ不整合面(Lehneretal1983).滑两个横断面的大陆边缘与会聚板块具有相同的历史,但当利马(Thornburg.1985:HJldeetal1985)构造史差异的另一个原因是(1)9百万年前开始发生的贝尼奥夫带的轮廓的变化(Ocola,1983)和(2>lO百万年前板块会聚的缓慢速率(Cande,i985;pardoCasasandMolnar.1987),这可能局部地比另一盆地增强了地壳下的构造作用.一般位于中上陆坡地区的正断层(HussOngandwpperman,1981vonHueDeelal1985)可能是当正断层洋侧局部使大陆边缘变陡峭时被下坡的重力所驱动.在地震记录上,逆断层一瞄mm啪哪哪7'积于本州弧的古伊豆小笠原弧徐坦等摘菩