裂谷带的沉积作用

昌宁-孟连带的地层沉积作用~

（一）沉积类型
昌宁-孟连带晚古生代地层的分布可分为东带、中带和西带。
东带分布有南段组和拉巴组。前者主要为石炭系，其底部可能有属泥盆系的沉积存在，后者主要是下二叠统，底部应有一部分属于上石炭统。其特点主要由粗碎屑岩和细碎屑岩组成，拉巴组有放射虫硅质岩。
中带分布有泥盆系放射虫硅质岩、页岩、碳质页岩、粉砂岩，下石炭统的火山凝灰岩和熔岩，中上石炭统—二叠系的碳酸盐岩。
西带主要分布有南皮河组，主要是一套杂砂岩和放射虫硅质岩。原1:20万地质图将其划为上二叠统，刘本培等根据孢粉和放射虫，认为至少包括了法门期至晚二叠世的地层。
（二）关于东带的南段组和拉巴组
南段组由一套成熟度很高的石英砂岩组成，夹粉砂岩和泥岩，顶部夹含长石的石英砂岩。石英砂岩多为厚层状，局部见砂枕沉积构造，砂枕构造显示地层是倒转的。方宗杰（1992）提到南段组中部的菊石和顶部的孢粉所显示的时代出现矛盾，可见南段组厚度巨大（逾3000m）而构造不清。岩层中砂岩和泥岩是一种简单的互层，无粒级韵律，不见波痕，无深水沉积的特征。南段组顶部逐渐过渡到拉巴组。拉巴组为红色泥岩、生物碎屑泥灰岩夹放射虫硅质岩，沉积水体显然较深。南段组与拉巴组逐渐过渡，由南段组顶部含长石石英砂岩到拉巴组的较深水沉积，显示沉积水体逐渐加深的过程。显然，南段组不是深水或半深水沉积，因为南段组未发现任何浊积岩和杂砂岩，但也不是滨海沉积，因为没有发现波痕等滨海沉积特征。因此，岩相古地理图集上将其归为浅水陆棚相。砂岩的粒度分析显示浅海内陆棚沉积特征，有的显示河流砂特点。从南段组到拉巴组沉积相来看，南段组可能是既非滨海也非斜坡的被动大陆架沉积。
南段组和拉巴组不具活动大陆边缘沉积特征。
（三）关于中带的泥盆系
孟连岔河-曼信的公路上出露有完整的泥盆系。下泥盆统由笔石页岩、碳质页岩、硅质岩和较多的杂砂岩组成，反映了一种既有陆源物质参与，又有含有机质、含大量笔石的滞留-半滞留环境。中、上泥盆统底部夹含砾砂岩巨块，砾石和砂多为石英质，应来自被动大陆架的浅海，可能由于地震等原因，滑塌至斜坡中下部而与灰绿色页岩共存一起。含砾砂岩巨块推挤泥质沉积物所形成的沉积期同生小褶皱极其明显。由该层而上，可见10余个沉积旋回。每一旋回均由陆源的砂岩或杂砂岩开始，逐渐变细到页岩至放射虫硅质岩；接着是又一个由粗而细的旋回。由下部旋回到上部有明显规律可循：旋回底部的砂岩越来越细，层越来越薄，页岩和硅质岩增多，旋回厚度越来越小，由开始的上百米到数十米至数米，反映了当时强烈的地震活动，以及绝非极平坦的沉积环境，可能是斜坡下部至陆麓的沉积环境。
泥盆系与下石炭统火山岩的接触关系在曼信-岔河公路3km处可观察到。1:20万孟连幅地质图上视为整合接触。填图时露头显然比较新鲜，较易判别。1989～1994年多次野外观察，由于风化和人工活动，露头接触处层理不清，泥盆系硅质岩已呈褐色，易碎，上覆下石炭统凝灰岩的层理也不太清楚，但从附近10m左右范围内观察，下石炭统凝灰岩以低角度覆于泥盆系硅质岩之上，而且硅质岩中尚有火山凝灰岩夹层。从种种迹象判断，二者之间应为整合接触。由曼信至国境线界桩的公路上，下石炭统夹有大量放射虫硅质岩，或者凝灰岩互层，这也反映了早石炭世沉积环境与晚泥盆世的连续性。
泥盆系从南部孟连、澜沧一带（称依柳组）至北部云县、永德一带，面貌变化不大，放射虫硅质岩还是大量出现，仅杂砂岩增多而已。杂砂岩中有早泥盆世的植物和笔石化石。与下石炭统平掌组为断层接触。
在澜沧老厂，泥盆系放射虫硅质岩和杂砂岩出露于北自雄狮山，南至矿山驻地一带，西由水泵房东至水库边，平面上呈一椭圆形。由雄狮山至水泵房一带大路边和水泵房小溪，以及公路丫口，地层露头极好，泥盆系与下石炭统火山岩为逆断层接触，可以看得很清楚，接触带有很宽的糜棱岩带，显然来自比下石炭统火山岩更深的下部层位，其中含泥盆纪竹节石（王祖关等，1994）。因此，老厂矿区放射虫硅质岩和杂砂岩非泥盆系莫属。
至于孟连曼信-岔河公路旁中寨一带的放射虫硅质岩和杂砂岩是否包含着泥盆系、石炭系和二叠系？从区域上看，是一件比较难以判别的事。第一，区内泥盆系在整个昌宁-孟连地区的分布，总是在产状上覆于下石炭统之下，不管是断层接触也好，有争议的接触关系也好，在平面上与下石炭统火山岩形影相随；第二，原1:20万填图时，有无时代争论的笔石类、牙形刺和竹节石；第三，目前一些大地构造学家认为包含泥盆纪、石炭纪、二叠纪地层的依据主要是放射虫的发现和放射虫组合地层时代的探索。我们希望这一探索成功，利用放射虫全面解决昌宁-孟连带的地层时代问题能够实现。如果真能达到这一目的，那么，昌宁-孟连带的大地构造背景算是解决了三分之一；另三分之一是火山岩和超镁铁岩的性质问题；最后三分之一是整个滇西地区的冷、暖水古生物和冰积岩研究结果和所反映的本质问题。在目前，单单从第一个三分之一来说，还需要证明。如果有系统的方法可靠的成批的年龄资料来验证，或者获得系统牙形刺和大化石来证明，也许这一个问题可以获得解决。就目前对老厂的放射虫硅质岩（1:20万为泥盆系）按放射虫细分地层时代而言，除与上述的构造相矛盾外，由于其中产有Striatostyliolina和Styliolina等，因而又与竹节石相矛盾。这就更加深了我们对单靠放射虫划分地层时代可靠性的怀疑。
（四）关于中带的石炭系和二叠系
中带石炭系的关键问题是：①下石炭统火山岩与上泥盆统放射虫硅质岩、杂砂岩夹页岩的沉积或构造关系；②下石炭统火山岩与中上石炭统的接触关系；③依柳组的沉积相；④地质图上的下石炭统可否被肢解成若干不同的地层单位。
下石炭统火山岩与上泥盆统的关系问题，全区范围内两者形影相随，其接触关系多为断层，但根据构造判断，泥盆系处于下石炭统依柳组或平掌组之下。在孟连曼信-岔河公路3km处的接触关系，应为整合接触，即使有断层，也是小断层或层间滑动。
下石炭统火山岩与中上石炭统白云质灰岩的接触可以排除大推覆构造的可能性，两者之间为过渡接触关系。能看清清晰的接触关系地点为澜沧老厂铅锌矿区的水库东侧的公路边。在出露2km长的接触带，可以见到火山岩与碳酸盐岩呈薄层状互层，然后逐渐过渡到厚层白云质灰岩。在老厂矿区的钻孔岩心中，本专题组采集到下石炭统火山凝灰岩中的双形珊瑚Diphyphyllum sp.；水库边下-中石炭统过渡带（火山岩与薄层石灰岩互层）的石灰岩中采集到筵科Pseudostaffella fimanica（Rauser）,Eostaffella donglanensis，有孔虫Glo-mospirella sp.，珊瑚Lithostrotion irregulare sub sp.,Diphyphyllum breviseptatum等，这些化石的时代（层位）均为下石炭统顶部至中石炭统下部，说明两者之间系整合接触。就在上述水库边同一剖面，火山凝灰岩和凝灰质页岩中产大量瓣鳃类，经鉴定时代多数为石炭纪或早石炭世，个别为石炭纪一二叠纪或三叠纪。在水库西侧，采集到早石炭世晚期的三叶虫及戟贝，其上的灰岩中产中石炭世的筵和珊瑚。韩乃仁等也在水库附近的砂质灰岩及层凝灰岩中采到巨长身贝。可见，老厂水库东侧依柳组火山岩（C1）与上覆白云质灰岩（C2）呈逐渐过渡，并非推覆构造。
依柳组（C1）与白云质灰岩（C2）的整合接触关系，在永德县乌木龙至郭大寨的公路上、在澜沧县依柳、在孟连县曼信至国境线的公路上均可见到。其特征除存在火山岩和碳酸盐岩互层的过渡带外，沉积相也是由依柳组下部→上部→顶部→中石炭统为半深水→浅水低能带→浅水高能带→潮间及潮上带的沉积变化。在曼信至国境线公路旁的半山腰，可见下石炭统依柳组火山岩与浅紫红色白云岩呈1cm左右的互层。在澜沧县依柳，过渡带含生物化石的丰富程度可与老厂矿区水库一带媲美。在乌木龙至郭大寨的公路上，中石炭统底部的白云质灰岩属典型的砂屑灰岩，其中含大量的生物屑和鲕粒，与依柳组顶部高能的生物屑凝灰质泥灰岩具有相似的沉积环境。本区北部永德县班卡乡鱼塘寨，下石炭统平掌组与上覆灰岩也呈整合接触。
中石炭统—二叠系由白云质灰岩、灰岩、泥屑灰岩等组成，含大量 科、珊瑚、有孔虫和苔藓虫等化石。韩乃仁等在澜沧老厂象山丫口剖面顶部的块状石灰岩中采到喇叭 ，表明至晚二叠世吴家坪期仍为台地沉积。该剖面含化石极为丰富，尤其筵科，均为暖水型。
中石炭统一上二叠统台地碳酸盐沉积北自凤庆，南至孟连，出露普遍。它与下伏依柳组的关系，是由较深水→浅水→台地碳酸盐的连续沉积。
下石炭统依柳组是否存在一部分二叠系。从研究成果看，有将澜沧老厂矿区的依柳组火山岩划出一段为深水相二叠系（称老厂组），另一段为浅水相二叠系（与老厂组同时异相）。在澜沧老厂矿区及其周围，火山岩相当发育，是含矿的主要层位，但地层学工作薄弱，没有发现化石。前人依据岩性与依柳地区的依柳组相似，将其对比为早石炭世（冯庆来，1992）。实际上，老厂矿区二叠系、石灰岩中的化石是极其丰富的，中石炭统底部珊瑚化石大量出现，形成一个化石带，下石炭统依柳组也发现相当数量的化石。我们在矿区钻孔岩心的凝灰质灰岩中鉴定出Diphyphyllumsp.，该属化石在其上的石灰岩中反复出现，其连续性可想而知。在老厂矿区鉴定的80余件化石标本，至少有一半可定出明确的地质时代，其中相当一部分是标准化石。矿区内放射虫硅质岩有竹节石存在，在目前情况下，我们觉得竹节石的地质时代比放射虫可靠。根据构造分析，放射虫硅质岩也应处于依柳组火山岩之下。
将老厂矿区的依柳组火山岩区分出深水相和浅水相也是相当困难的。事实上，矿区内火山岩中的硅质岩非常局限（不包括被构造推挤上来的大片分布的泥盆系放射虫硅质岩和杂砂岩）。矿区内和矿区到西盟的公路上确可见一些粒级韵律，如上所述，火山凝灰岩不仅可以在深水也可在浅水中形成粒级韵律。
还要提及一点，在矿区的深钻岩心中，所称的“下玄武岩”之下，又打到了厚层灰岩，可见火山岩与灰岩有着依存关系。在矿区的灰岩与火山岩为整合关系。这一事实与深钻中打到夕卡岩是一致的。深部若无灰岩，就不可能出现厚度很大的夕卡岩。其中产有铜矿，成为矿区新的找矿目标。
（五）关于中带晚古生代的沉积
综上所述，泥盆纪初期，裂谷刚打开不久，尚处于封闭—半封闭的沉积环境，水体不易流动，笔石大量繁衍，碳质和黄铁矿普遍不断进入沉积物中。中晚期，裂谷继续发展，地震频繁，大陆架边缘和陆坡的滞留物一次又一次地滑塌进入较深但宽度不大的海盆中。随着裂谷的扩大，水体越来越深，来自陆架和陆坡的沉积物越来越细，放射虫硅质岩越来越多。晚泥盆世以硅质岩为主夹杂砂岩和页岩。早石炭世早期，裂谷已将地壳拉裂，出现区域性的海底火山喷发。从火山岩中夹有放射虫硅质岩来看，当时水体较深的。至于其中发育凝灰岩的浊积岩要另当别论，它可以形成于深海；由于其喷发出各种粒度的物质，在海水中沉降速度自然不同，必然形成韵律特征，即使是浅海环境也是如此。早石炭世晚期，也许是由于火山物质的供给速度大于地壳沉降的速度，水体逐渐变浅，乃至成浅水滨岸环境，大量生物碎屑凝灰质灰岩的形成可作佐证。到中石炭世，虽然仍有小规模的火山喷发，但台地碳酸盐环境已在整个昌宁－孟连裂谷中形成，裂谷的发育被终止。
（六）关于西带的上古生界
西带的上古生界仅有南皮河组分布。1:20万填图时，据南皮河组的植物化石Lobatan-nularia而将其置于上二叠统。岩性为杂砂岩、泥岩夹硅质岩及薄层灰岩。刘本培等（1993）根据微体古生物、孢粉组合和放射虫，认为原定的南皮河组至少包括了法门期至晚二叠世的沉积，是一些构造岩片的非正常叠置（非沉积叠置），它们与邻近的石炭纪、二叠纪碳酸盐岩层是同时异相产物。1:20万耿马幅地质填图认为，耿马县帕拍的石佛寺组与南皮河组系整合接触。方宗杰等（1992）认为，南皮河组上部沉积水体变浅，不排除与石佛寺组为相变的可能性。刘本培等（1991）曾提出南皮河组与东带的“南段群”、“拉巴群”均应是西带被动大陆边缘的沉积，后来被推覆到东带而覆于澜沧群之上。
南皮河组岩性变化不大，而时代争论较大，有待进一步研究。

1.一般特征
被动大陆边缘是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、拖曳大陆边缘、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。因而，所谓“稳定”大陆边缘，亦不过相对而言。
被动大陆边缘是洋壳与陆壳的过渡区，向洋盆方向与深海盆地相邻，有时边缘还有小型陆壳块体构成的碳酸盐平台，如巴哈马平台等，它们是大陆裂谷和大洋扩张时期残留的大陆块体。
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。在开阔海洋发育阶段以前，常由裂谷发育逐步过渡到红海演化阶段。
2.沉积作用
被动大陆边缘由大陆架、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）或含丰富生物碎屑碳酸盐岩沉积。生物碎屑碳酸盐岩沉积主要见于热带和温带；寒带海域不利于碳酸盐岩的沉积，而是硅藻土较为常见。陆架上还有少量自生矿物沉积，如海绿石、磷钙石等。由于陆架多处于波浪、潮流活动的高能环境，故以砂质沉积多见。陆架沉积作用在早期较快，后期如沉陷减缓则变慢。沉积物常构成一向海增厚的楔形体。向大陆一侧，陆架沉积被滨岸沉积及陆相沉积所更替。陆坡上，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，也可能受到风暴浪、海啸、地震、火山等触发而引起。陆麓上，除浊流、滑塌和滑坡带来大量沉积物外，等深流也相当活跃。等深流具连续作用性质，常沿大陆麓活动。等深流可搬运粘土和粉砂，偶尔还有细砂，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流沉积。向大洋一侧，逐渐过渡为深海平原。
被动大陆边缘沉积中，浊流沉积占有重要地位。在造山带地层中，大部分复理石建造可以解释为浊流沉积。据其成分特征，复理石可分为成熟型（火山岩碎屑贫乏）和不成熟型（火山岩碎屑丰富）。成熟型复理石富含石英，可有长石、变质岩碎屑，可见其以陆源物质为主，缺乏火山物质。如处于风化强烈的热带地区，或历经长途搬运，则其中不易风化的石英较为丰富。巨厚的大陆麓、深海扇浊流沉积物，是大洋中最庞大的陆源沉积体，构成了深水沉积的最重要组分。当巨厚的成熟型复理石与巨厚的浅水碳酸盐岩建造（陆棚相）伴生时，便可推断其属大西洋型大陆边缘环境。
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河湖相沉积，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（图9-3）。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3 个阶段分别相当于大洋演化旋回（威尔逊旋回）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，进入主动大陆边缘发展阶段。

图9-3 大西洋型大陆边缘沉积剖面示意图

（据金性春，1984）
1—大陆裂谷阶段的粗碎屑沉积；2—闭塞海湾相沉积；3—大陆型地壳；4—过渡型地壳；5—大洋型地壳

1.裂谷的概念

裂谷指地壳上延伸很长、切割很深的张裂带。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、地缝合带等）。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1400m以上。

2.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1～2km，直径约200km至上千千米。在张应力作用下，穹隆上出现张性裂隙，进而发育成正断层（图9-2A），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。

图9-2 大陆裂谷的发展阶段

（据金性春，1984）

（2）断裂下陷阶段

随着地壳继续拉张变薄，穹隆顶部断裂陷落，造成典型的地堑系（图9-2B）。各穹隆的地堑系进而彼此串联，沿整个张裂带延展，构成一个大体连续的分支网络。地堑宽约30～100km，裂谷带全长数百至数千千米。轴部地堑相对于裂谷两侧的沉降总量，可达5km。沿裂谷带发育成狭长谷地和湖泊，有人称这一演化阶段为湖泊阶段。该阶段大陆裂谷的地貌与大洋中脊裂谷十分相似，不过大洋裂谷较之大陆裂谷更为陡峻，这可能是陆上的外力侵蚀作用远比洋底强烈的缘故。

轴部地堑谷地的两侧，展布着突起的断块山脊。裂谷被侧缘山脊所限，物源区的面积比较有限。但由于侧缘山脊与轴部堑谷之间高差悬殊，沿裂谷壁崩塌、滑坡不时发生，剥蚀作用十分强烈，故仍能向裂谷盆地内提供大量沉积物，使沉积物沉积速度跟得上裂谷的沉降速度（谷底的沉降速度超过0.5mm/a）。当然，有时也会出现沉积速度跟不上沉降速度的情况，于是便形成非补偿盆地，如现代坦噶尼喀湖等深陷湖盆。在轴部地堑外侧，地块沿一侧的正断层下陷倾倒，造成半地堑（图9-2B），亦称箕状坳陷。半地堑亦可被沉积物充填。此外，前已述及，大陆裂谷中还发生频繁的火山和岩浆活动。由于拉张断陷导致压力释放，本阶段的岩浆活动比上一阶段明显加强。

（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（图9-2C）。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，红海两侧的海底主要是变薄的陆壳。

由于地壳的均衡作用，新生洋壳所处的高程明显低于两侧大陆。因而，大陆的裂离伴随着形成新的地壳凹陷。随着海水侵进便成为幼年洋盆。陆间裂谷进一步扩张，可发展成大洋裂谷和大洋盆地。大西洋两侧仍保存着裂谷构造的遗迹，如碱性玄武岩、双峰式火山岩及地堑沉积等，足见浩瀚的大西洋是从大陆裂谷发展而来的。

大陆裂谷、陆间裂谷和大洋裂谷，是裂谷发展的三个阶段，在空间上逐渐过渡，构成统一的全球裂谷系。

3.裂谷的沉积作用

（1）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沉积物，往往还伴随有大陆火山喷发物质；沉积作用主要在大陆环境中发生并形成河、湖相碎屑沉积，晚期也可有海水侵入而形成海陆交互相及滨浅海相碎屑岩、碳酸盐岩沉积。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。

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-白垩纪时处于裂前拱或裂谷初期阶段，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新近纪，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。

（2）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，乃是引起盆地沉降和海水侵入的主要原因。据迪金森（W.R.Dickinson，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、同期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。

以洋壳或准洋壳出现为标志的大陆板块的分离，不是沿裂谷全线同时彻底完成的。在初期，海水很可能是部分地域断断续续地淹没裂谷基底，形成类似于红海的原始大洋海湾盆地，其基底主要是准陆壳，也有准洋壳。随后，新洋壳沿裂谷全线开始形成时，两个大陆板块彻底分离，海水贯穿全线，形成窄大洋，基底主要是准洋壳及大洋壳。

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，三角洲沉积的碎屑物质可以再搬运形成浊流沉积，于是产生红层-熔岩-浊积岩组合。

（3）裂陷槽的沉积作用

裂陷槽（又称坳拉槽、坳拉谷）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坳陷。大陆裂谷的演化，并非都能经历上述阶段，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。

裂陷槽的沉积，在前期和晚期阶段以陆相碎屑为主，挠曲阶段以海相、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的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。

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巫刘欧诺： 非洲一个闻名世界的东非大裂谷,作为 世界大陆上最大的断裂带,被喻为地球的“伤 疤”. 东部,南起赞比西河口向北经马拉维湖 分为东西两支:东支裂谷带全长近6000...

内黄县15982334377： 海底地形 - ？
巫刘欧诺： 你好~! 本人很荣幸回答你提出的问题!~ 呵呵 也下是我找的资料 哎 还算全吧~ 慢慢看吧~ 洋底有高耸的海山,起伏的海丘,绵长的海岭,深邃的海沟,也有坦荡的深海平原.纵贯大洋中部的大洋中脊,绵延8万公里,宽数百至数千公里,总面...

内黄县15982334377： 东非大裂谷的来历 - ？
巫刘欧诺： .形成原因: 在1000多万年前,地壳的断裂作用形成了这一巨大的陷落带.板块构造学说认为,这里是陆块分离的地方,即非洲东部正好处于地幔物质上升流动强烈的地带.在上升流作用下,东非地壳抬升形成高原,上升流向两侧相反方向的分...

内黄县15982334377： 请问自然力量对地表变化的影响有哪些?自然力量造成的地表的变化,越详细越好,最好图文并茂. - ？
巫刘欧诺：[答案] 水平运动使地表岩层在某些地方发生弯曲隆起,形成巨大的褶皱山系,如:喜马拉雅山脉、安第斯山脉、落基山脉、阿尔卑斯山脉等;在有些地方则断裂张开,形成裂谷和海洋,如:东非大裂谷、红海、大西洋等.垂直运动使地壳抬升或下沉,引起地...

内黄县15982334377： 东非大峡谷是怎么形成的 - ？
巫刘欧诺： 根据板块学说,东非大裂谷是地球上板块的交界处,与大西洋中脊一样,是新地壳的产生之处.在大裂谷之下,由于地幔的上升,使非洲大陆地壳裂开,形成了东非大裂谷.将来它将扩张成非洲海.

内黄县15982334377： 简述地球的种类地质作用 - ？
巫刘欧诺： 地球的岩石圈(或地壳)已经形成40多亿年了.在这漫长的地史期间中,它无时无刻不发生变化,从成分、结构、构造直至地球表面的形态.这种使岩石圈(或地壳)发生变化的作用就是地质作用;使它发生变化的力量叫地质营力.科学家根...

内黄县15982334377： 非洲的地形 非洲的地形区,特征,轮廓特征 - ？
巫刘欧诺：[答案] 一、地形的基本特征: 1、高原面积广大、缺乏绵长高峻的山脉 1)非洲地形上的一个实出特点,是高原面积广大,因此非... 作弧状延伸,坦噶尼喀湖等一连串湖泊都位于该裂谷之内,这是裂各带的西支. 裂谷的形成主要由于张裂作用.其特征火山层堆...

内黄县15982334377： 东非裂谷带是怎样形成的 - ？
巫刘欧诺： 东非大裂谷带南起赞比西河口以南,向北经坦桑尼亚、埃塞俄比亚抵红 海,再由红海通到西亚的约旦地沟,全长6,000多公里,宽50~80公里不 等,两侧悬崖壁立,附近有许多死火山和活火山,谷底多狭而深的湖泊.东 非大裂谷带是一断裂陷落地带,它是在地壳运动过程中,由巨大的断裂作用 形成的.按板块构造学说,是处在地壳下部的地幔物质,在对流过程中,上 升流向两侧扩张时产生张力而使地壳发生破裂,形成巨大裂谷,并伴随有火 山地震活动,这种扩张过程至今仍在继续着.