盆地分析7 (1)

nullnull剥蚀作用 分析 定性数据统计分析pdf销售业绩分析模板建筑结构震害分析销售进度分析表京东商城竞争战略分析 DENUDATION1 研究意义 剥蚀作用、剥蚀速率、控制因素——古地形演化的定量模拟依据。如对造山带（Beaumont等, 1992）和克拉通（Bishop和Brown, 1992）构造和地表过程相互关系的模拟模型要用实际的剥蚀速率来校正。 长期剥蚀速率的估计是地球化学和沉积物质平衡研究的重要组成部份（Sinclair和Allen, 1992）——与造山带有关的地形变化 →提高化学风化速率 →影响全球碳的平衡 →影响全球气候（Raymo等, 1988; Raymo和Ruddiman, 1992）。 null2 河流载荷的化学和机械剥蚀 1）化学剥蚀与搬运 A 化学剥蚀概念、条件及因素 概念——化学剥蚀是通过化学作用造成地表之下的土壤、岩石全部或部分溶解并使陆地表面降低的过程。其溶解组分通过地表水或地下水运移它处。 条件——化学剥蚀速率可以通过分析河流体系中的类型（DISSOLVED SPECIES）进行定量分析，但条件严格： 时间间隔短（几年）； 已知非带电电荷的河流体积、流域面积； 研究区不能有大量地下水流失； 该方法只适用于一定条件如最后一次冰期后由冰川或其后机械剥蚀作用形成大的新鲜岩石面。null影响和控制因素——化学剥蚀速率主要受有效径流量控制，即降雨量减去蒸发量。有效径流量增高，化学剥蚀就会十分丰富，即使在水－土壤－岩石交互反应明显不平衡的干冷气候区。化学剥蚀速率在一些特定地区可能因土壤层的特性及厚度不同而发生很大变化。要使岩石化学风化速率达到最大存在一个最适宜的土壤厚度，小于这个厚度值土壤就不能保持降雨水，从而使其足够长时期与基岩发生反应，化学剥蚀也就减少；反之，大于这一厚度值，更多的雨水就可贮存在土壤中，化学剥蚀作用就强烈（Einsele, 1992） 。 B 化学剥蚀的不同岩石类型表现 岩盐、石膏、硬石膏及其它盐类矿物在地表及地下一定深度都很易溶解，局部溶入河流载荷，因而剥蚀速率会大大增加。null碳酸盐岩的溶解容易，密集植物及有效降雨量高地区，剥蚀速率可达到50-150 mm/ka，温暖气候带地区的溶蚀率可达20-50 mm/ka，而亚热带与亚极带地区一般为15-30 mm/ka，但在土壤及植物缺少地区，剥蚀速度只有密集植物地区的25-50％。 基性与超基性岩中，暗色矿物一般富含铁、镁、钙，容易发生溶蚀作用。 花岗质岩石的化学剥蚀主要受长石和云母类矿物控制，斜长石类矿物中，富含钙的钙长石不如富含钠的钠长石或钾长石易溶蚀，黑云母比白云母容易风化。 变质岩地区化学剥蚀比较复杂，其特点类似于许多粘土岩、页岩，杂砂岩、酸性和基性岩浆岩。 石英岩质砂岩一般由最稳定的矿物组成，在正常气候条件下几乎不溶解。 nullC 河流中的溶解搬运 汇水盆地（DRAINAGE BASIN）背景下的河流中溶解负荷量主要受地下水化学控制。目前研究结果显示，全球主干河流溶解搬运的特征可以通过盆地总固体溶解量（TOTAL DISSOLUTION OF SOLOID——TDS）变化范围来表征：大型汇水盆地一般在33-880 mg/l，多在30-300 mg/l之间，如含小型汇水盆地则TDS变化会更大：5-20000 mg/l 。 不同气候和构造背景下，TDS有所不同： 热带河流水系通过大范围热带地区并含厚层土壤层，结晶岩的TDS较低，33-58 mg/l；AMAZON, CONGO; 少植被的亚极地河流TDS低，即使是碳酸盐出现在水系范围； 起源于ALPS-HIMALAYA的河流水系含碳酸盐岩，TDS平均170-300 mg/l； 水系穿过岩盐、石膏层时，TDS值特高。。nullD 单位面积时间的搬运速率 如TDS为单位面积的径流量综合而成，则可获得溶解组分的单位面积搬运速率——单位面积与时间的溶解固体质量或重量，如5-80 t/km2•a。 潮湿气候下降雨量超过总蒸发量时，高的径流量会产生大的TDS搬运速率； 干旱－半干旱气候低的径流量条件只有在岩盐、石膏集中前提下才可能产生大的搬运速率。 E 平均化学剥蚀速率 要获得该参数，只需在搬运速率基础上通过（假定岩石平均密度2.5 t/m3）厚度来转换。 研究结果表明，全球平均溶解固体的搬运速率为40 t/km2•a， 对应的平均剥蚀速率为16 mm/a。null2） 机械剥蚀与搬运作用 A 概念与因素 机械剥蚀是通过水体的物理作用使岩石破碎，主要由地表水通过推移和悬移方式运至它处。 明显受流域区气候和岩石类型的影响: 潮湿气候森林覆盖区，浓密常年植被的覆盖可阻止或强烈减弱土壤侵蚀作用，即使是非常陡的山坡也如此，除非有重力滑塌现象发生。这种地区机械剥蚀作用仅局限于沙滩。但如果潮湿气候区的季节性降雨如果超过某临界值，机械剥蚀速率可高于干旱－半干旱地区，剥蚀速率大大加强。 非固结或弱固结的沉积物很易受侵蚀。 石英岩质砂岩及燧石抗风化能力远比碳酸盐胶结或粘土质的粉砂岩、砂岩要强得多。 粘土岩及泥灰岩如没有土壤及植被覆盖，很快就会被机械作用分离剥蚀。它们很易形成凹凸崎岖地，被众多的溪流切割，并将大量的细粒碎屑物搬运至大型河流体系中。 nullB 与地形和气候有关的机械剥蚀与搬运速率 河流单位面积的搬运速率 固体悬浮碎屑总载荷（TOTAL SUSPENDED SOLID—— TSS），全球目前平均100-120 t/km2•a。按照地形地貌与气候可分为几种情况： <10 t/km2•a ，穿过极地/大部分地形起伏小的高纬度地区； 2-33 t/km2•a，大部分干旱、半干旱地区； 30-40 t/km2•a，地中海或亚热带气候地区。特殊的可超过100-500 t/km2•a，如中美洲、印度和中国中部； 100-500 t/km2•a，热带低地河流； 500-1000 t/km2•a，高山地区。null平均机械剥蚀速率 TSS可转换为剥蚀速率。前提条件：不考虑环境因素，PINET和SOURIDU(1988)提出与海拔高程相关的公式： Ds=419•10-6H-0.245(m/ka) Ds-机械剥蚀速率；H-平均汇水盆地海拔高程。 3) 化学与机械剥蚀速率的关系 A）全球平均剥蚀速率 Milliaman & Meade (1983)提出全球每年TSS由13.5*109 t（100-120 t/km2•a ）。Meybeck则计算出TDS约有30*109 t（30 t/km2•a ）。由此， µ＝TSS/TDS=3.5nullB) 区域变化与趋势 在一区域或单个小型汇水盆地中µ相差甚大。 山区——取决于土壤覆盖、降雨量。一般TDS和TSS随地形起伏增大而增加， TSS增加幅度大于TDS。如在ALPS，µ=1-2；喜马拉雅为4-8，热带山地10-30。 干旱－半干旱地区的大型河流——µ＝2-4（尼罗河除外0.5）； 温暖亚热带气候及地形混合区差别大µ＝0.5-4，但大部分欧洲西北和中部µ <1； 极地－高纬度区，最低， µ<1，但地形起伏增加可以>1。null13.3.3 世界主要汇水盆地的剥蚀速率 人们根据世界主要河流的沉积物和溶解载荷流量估计长期的全球剥蚀作用，推断其气候或植被、还是地形或地貌控制。 虽然根据主要河流测量的悬移沉积物流量来校正溶解载荷、河床载荷和洪水期流量过程中存在许多问 题 快递公司问题件快递公司问题件货款处理关于圆的周长面积重点题型关于解方程组的题及答案关于南海问题 ： 估计沉积物载荷（机械剥蚀）和溶解载荷（化学剥蚀）之间的相对重要性； 人类利用土地对侵蚀和剥蚀速率的强化作用。 但目前对评估剥蚀速率的自然过程及其自然控制因素已取得很大进展，并已经获得世界主要33个汇水盆地的化学和机械剥蚀速率及其控制因素的评估结果。这些个汇水盆地分布面积为5.28×107 km2，占世界陆地总面积的35%。null世界主要汇水沉积盆地的剥蚀速率及其分布位置（Summerfield和Hulton, 1994） null世界主要汇水沉积盆地的机械剥蚀速率和化学剥蚀速率的柱状图（Summerfield和Hulton, 1994） null可以看出，目前世界范围的剥蚀速率集中在高原地形地区：最大地区集中在亚洲南部，其次在美洲西部。特点有： 机械剥蚀速率和总剥蚀速率最高值都集中在布拉马普特拉河（Brahmaputra，中国西藏境内称雅鲁藏布江，分别达到670 mm/ka和688 mm/ka。 化学剥蚀速率最高的是长江，达到27 mm/ka，但布拉马普特拉河的化学剥蚀速率排在第二 。 第聂伯河（Dnepr）和圣·劳伦斯河（St. Lawrence）的机械剥蚀速率最低，仅为1 mm/ka； 而科累马河（Kolyma）、尼日尔河（Niger）、尼罗河（Nile）和格兰德河(Rio Grande)的化学剥蚀速率最低，也仅为1 mm/ka； 总沉积速率值最低的是科累马河（Kolyma），为4 mm/ka。 可见，化学剥蚀速率占总剥蚀速率的比例随总剥蚀速率的增大而降低，表明随着总剥蚀速率的增大，化学剥蚀速率的绝对值是增大的，但相对值降低，其原因是机械剥蚀速率以更高的比例增大 。null这些世界主要汇水盆地的剥蚀速率的变化可能受到地形、水文学特征和气候变化等多种因素影响。世界主要汇水沉积盆地的总剥蚀速率与多种地形、水文和气候因素对比的散点图（Summerfield和Hulton, 1994） null 通过对8种控制因素与剥蚀速率关系的综合分析发现： 平均局部高度（Mean local relief，定义为每10’×10’网格区域内最高和最低高程的平均值，图D）和高度比率（Relief ratio，定义为盆地高度与盆地长度比率，图B ）对剥蚀速率具有最好的相关性）。 主干河道平均坡度（Mean gradient of trunk channel，图A）和平均模拟高程（Mean modal elevation，定义为每10’×10’网格区域的高程平均值,图C) ）同剥蚀速率关系很弱。 年平均径流量（Mean annual runoff，图E）和年平均降雨量（Mean annual precipitation ，图H ）也同剥蚀速率具有一定的相关性。 径流量变化（Runoff variability，定义为最大径流量的三个月值占年总径流量的百分比,图F）同剥蚀速率似乎没有多大关系。 相关因素null主要结论 盆地地貌特征和河流径流量同机械剥蚀和化学剥蚀的关系最为密切，总剥蚀量的60%以上由盆地地貌和径流量控制。 盆地位置、径流量变化和年平均温度（Mean annual temperature）（图G）同剥蚀速率仅保持很弱的关系。 控制世界主要汇水盆地剥蚀速率的关键因素是盆地地貌和径流量控制，这种关系可以应用于地质时期的构造与剥蚀的关系（Summerfield和Hulton, 1994）。 null13.3.4 河流悬移载荷的物质成分 A 河流悬移载荷的矿物成分沉积岩中最丰富的矿物组分是粘土及粉砂级碎屑的沉积物：粘土岩、泥质岩、泥质粉砂岩、泥灰岩、页岩及伴碎屑及深海细粒沉积。主要受气候控制。 悬移固体通量基本上由上述岩石有限的几种矿物组成： a. 来自母岩组成的原生碎屑矿物； b. 流域区土壤带中化学－矿物风化作用产生的次生矿物； c. 其它细粒矿物，包括自生及成岩粘土矿物 。 1）物理风化占优势的矿物组合 在物理风化占优势情况下，原生碎屑矿物（石英、斜长石、钾长石、方解石与白云石、绿泥石、及其它源于母岩的细粒矿物）大量搬运至河流而成为悬移载荷。 长石尤其是不稳定斜长石的保存，是化学风化条件欠缺的有力证据，差不多所有河流中多少均有斜长石出现，其中，干旱地区河流的长石含量相对较高。null世界主要河流悬移载荷的矿物成份（据Einsele, 1992） QU. 石英；PL. 斜长石；KF. 钾长石；CD. 碳酸盐岩和白云岩；AM. 角闪石；MO. 蒙脱石类；IL. 伊利石类；CH. 绿泥石；KA. 高岭石；GI. 水铝矿 null伊利石一般系寒冷气候条件下，由母岩遭受机械剥蚀直接风化的产物。因此，层状硅酸盐包括白云母（有时含混合矿物）也可直接来自母岩。伊利石在印度河（Indus）、恒河（Ganges）、长江、黄河、巴拉那河（Parana）、以及欧洲的一些大河中是主要的悬移载荷。 绿泥石是形成于强烈物理风化的寒冷干旱气候条件下，主要来自深成岩和变质岩，世界上许多大型河流中也都存在大量该矿物的悬移载荷。绿泥岩对化学风化具有很高的敏感性，在温湿气候条件下易于破坏。碎屑绿泥石的存在表明了存在干冷气候环境。 2）化学风化占优势的矿物组合 如果流域区大部分地区的搬运条件有限，那么土壤形成的新矿物则可能占有优势。在此条件下，厚层土壤层可能形成，河流侵蚀作用则主要是其侵蚀动力，母岩来源很少。粘土矿物蒙脱石（或蒙脱石类）、高岭石、三水铝石（半干旱、热带气候）等矿物占河流悬移载荷的主要成分。 null3）海洋沉积中的碎屑粘土矿物 三角洲前缘及其邻近地带的细粒海相沉积物中通常有含有相关河流相的一套粘土矿物组合。如墨西哥湾的粘土矿物组合与密西西比河相同；尼日尔三角洲与尼日尔河均含相似的高岭石；地中海东部富含蒙脱石，大部分来自尾罗河；亚马逊河（Amazon）中大量蒙脱石及高岭石被搬运到西北方向的大西洋，并在海岸构成泥坪。 现代海洋沉积物中的粘土矿物分布在一定程度上反应了全球气候分带： 高岭石大量见于低纬度地带，形成于温暖而潮湿的气候，又被称为“低纬粘土矿物（low-latitude clay mineral）”。 绿泥石则在极地区与亚极地区大量存在（化学风化薄弱），反应物理风化作用占主导地位，因而将绿泥石称为“高纬粘土矿物（high-latitude clay mineral）”（Griffin等, 1968）。 伊利石则趋于同绿泥石平行分布，反应寒冷气候条件下母岩的直接剥蚀和水热条件差的气候环境。 蒙脱石的分布同全球气候带不一致（Windom, 1976）。伊利石及蒙脱石是现代海洋沉积物中最重要的粘土矿物。 nullB 河流悬移载荷化学成分与风化作用 地壳物质发生风化作用过程中有化学反应伴生，这种化学风化强度已经逐渐被定量化： Nesbitt和Young（1984, 1989）发现典型的上地壳岩石发生化学风化时，一般风化不稳定成分（如长石和火山玻璃）的大约75%，因此，化学风化作用中发生的化学变化可以用Al2O3-(CaO*+Na2O)-K2O关系来表达（CaO*系指硅质碎屑成分中的Ca）。 这样，化学风化指数CIA（Nesbitt和Young, 1982）就可定量化学风化强度。 CIA = [Al2O3 / (Al2O3 + CaO* + Na2O + K2O)] ×100 CIA~45-55时，表示没有发生化学风化作用（上地壳CIA的平均值为47）；而CIA~100时，代表强烈化学风化作用发生，这时碱性元素已完全被运移。null世界主要河流悬移载荷的主要化学成分研究显示: CIA值从圣·劳伦斯河的51（几乎无化学风化）￫尼日尔河的95（强烈化学风化）；沉积物通量（Sediment yield）在小河流中一般为20,000 t/km2/y，但其上限可达到>50,000 t/km2/y。可建立化学风化和剥蚀的关系方程： 沉积物通量 (t/km2/y) = (2.25 × 105) (10-0.0435 [CIA]) 如图所示，对于给定的CIA值，沉积物通量有±3（通量的对数值）的不确定性 。世界主要河流沉积物通量与悬移载荷的CIA关系图 （据McLennan, 1993） null世界主要河流悬移载荷的化学风化指数和剥蚀作用的关系可以分为三组： 1）许多沉积物通量高的地区表现出沉积物通量—化学风化强度负相关关系，说明沉积物通量的一级控制因素是化学风化强度。这些地区的沉积物径流量同主要风化条件达到一种平衡关系，称为平衡剥蚀地区（Equilibrium denudation regions）； 2）有些地区的沉积物通量值比沉积物通量—化学风化强度关系得出的结果要低； 3）有4个地区（黄河、湄公河、新西兰河、大洋岛地区）的沉积物通量值比沉积物通量—化学风化强度关系得出的结果要高。后两组地区称为非平衡剥蚀地区（Nonequilibrium denudation regions） null13.3.5 沉积物通量及剥蚀速率 原理：通过一定时期内盆地沉积物充填体积可以恢复长期平均剥蚀速率。 前提条件： 前期汇水量、沉积区面积已知； 沉积形态（片状或契形）足够准确。 这种方法适用于新生代封闭或半封闭盆地，其流域面积的不确定性可最小化。 对于封闭盆地，可以找出溶解载荷量，因为生物产生的骨骼，有机质及沉积物中的孔隙流体化学沉淀物较明显。 对于半封闭盆地，溶解载荷部分可限定在生物中，并集中于侵蚀物的最下层，不过大部分可能进入了沉积楔以上地区。 因此，“沉积物通量方法”主要适用于化学剥蚀超过机械剥蚀的条件。null1） 封闭盆地 非洲中部的乍得盆地是一个完全内部水系封闭的盆地，位于亚热带地区，河水流向南，进入大型浅水盐湖——乍得湖。主要参数： 总流域面积大约为2106 km2； 乍得湖本身面积随时间和温度而发生变化，现在平均面积为2.1104 km2。2000年前，非洲北部气候要潮湿些，湖水面积也要大些； 湖水年蒸发量为2150 mm/a；null平均剥蚀速率，流域区内山区向南东机械剥蚀量平均为10.5 t/km2•a，化学剥蚀3.6 t/km2/a，则为: (10.5+3.6) t/km2 • a ÷2.5 t/m3=5.6 mm /ka 。 剥蚀速率之所以这么低，是因为流域区大面积分布着低地形和覆盖于结晶质岩石之上的粘土层 。 沉积速率 前提是河流沉积物和溶解载荷在现代湖泊地区均匀扩散。 固体沉积层沉积速率 （2106－2.1104 ）  5.6÷ 2106=554 mm/ka 假定原始岩层孔隙率60％，则湖区沉积速率： 550/（1-60％）＝1375 mm/kanull2) 半封闭盆地 黑海 相对简单。现代黑海是一大型捕获盆地，它的沉积物包含了半数欧洲及部分亚洲的物源，并被完全圈闭。据计算（Degens et al.，1978）： 黑海面积=0.45106 km2 总流域面积=1.98106 km2 悬移和溶解载荷搬入黑海的为年率： 237106 t/a. DANUBE河贡献60％，东部入海占20％。 总剥蚀速率近似10-80 mm/ka 全流域总平均剥蚀速率：(20+80）÷2＝50。假定密度2.5，则有 50*2.5＝120 t/km2 • a null事实上，流域面积中的30%为山区，其于为极平的低地。 假定低地的剥蚀速率为20 mm/ka，则山地的剥蚀速率增加到120 mm/ka 黑海中沉积总量的估算取决于盆地有关参数。深水盆地占盆地的2/3。过去5000年，未固结沉积速率近似为1000 mm/Ka，假定原始孔隙率为70% 则固结后的沉积速率近似为： 1000（1-70%）=300 mm/ka。 null加利福利亚湾 加湾系走滑移动形成的年轻洋盆，因而呈现为高地分隔的大量深而小的盆地构成的复杂地貌。这里的海洋沉积总量界定时间是4 Ma以后——裂谷后的总通量。因此，应是原裂谷，沉积新洋壳之上的沉积量。 大洋钻探及物探已获得有关资料: ① 干固物质的平均沉积速率为25 m/Ma，其中东部陆棚为58 m/Ma； ② 平均沉积速率（全实）：36 m/Ma。其中，11 Ma为生物成因的硅岩、碳酸盐岩及有机物质只有25 m/Ma为陆源物质堆积； ③ 流域面积：2.71105 km2; ④研究区海面积: 1.92105 km2。null在不计溶解载荷的情况下，则可求得4Ma以来平均剥蚀速率(TSS）: 25*1.92=X*2.71 X=17.71 m/Ma. 不过，由于在到达海湾前有部分载荷沉积，冲积平原，故该值实际较小，是最小值。 另一方面，裂谷后海湾在短期内（4Ma）的平均沉积速率并不是不变的，因随洋底扩张，全地面积在增加 。null喜马拉雅－孟加拉深海扇的剥蚀－沉积体系 喜马拉雅平均剥蚀速率计算的前提条件为： a. 质量平衡——据1987年大洋钻探＃116井，喜马拉雅的隆升及孟加拉深海扇开始于20 Ma以前，扇内沉积不整合年龄为7.5-8.0 Ma。因此，20 Ma以来，主体包括两部分： 喜马拉雅南坡脚磨拉石+孟加拉扇总量＝应等于喜马拉雅剥蚀总量，大致为3×106 km3 b. 恒河经过的小山区沉积贡献忽略不计； c. 孟加拉湾西部河流带来的沉积量忽略不计。 计算步骤、方法和结果参见下图。 根据这些盆地沉积厚度及展布面积，大致估算结果为： 含水扇沉积2.0-2.2 t/m2，按转移系数，将上述数据换算可成岩石密度，随时间不同而不一样。 由此计算出的喜马拉雅近20 Ma的平均剥蚀速率为950 m/Ma（Einsele, 1992），与Curray和Moore （1971）的720 m/Ma相比要大。null剥蚀速率计算模型岩石密度2.6 t/m3nullA. 喜马拉雅流域区的恒河和布拉马普特拉河及其冲积扇和三角洲，以及孟加拉深海扇； B. 恒河/布拉马普特拉河—孟加拉扇体系不同剥蚀和沉积区的面积和体积； C. 剥蚀速率计算模型喜马拉雅－孟加拉深海扇的剥蚀－沉积体系（据Einsele, 1992） nulla. 孟加拉扇体积的大小，如体积减小至不足4106 km3时，剥蚀速率要减低（在其它条件不变条件下） b. 地壳隆升（喜马拉雅隆升）时间早晚，如隆升不仅是在20 Ma，而要早得多的话（34 Ma是一种观点），则其剥蚀速率计算结果又会降低； c. 孟加拉扇是否向东部的东九十洋脊（Ninety East Ridge）的尼科巴扇（Nicobar Fan）提供了物源，如存在的话，则剥蚀速率会增加。 平均值500-1000 m/Ma可能不会有太大偏差（<±20%），这样在20 Ma时间内喜马拉雅平均则可能被剥蚀的累计厚达10-20 km，这正好与现在出露的花岗质侵入体12-20 Ma侵位关系是协调一致的。 d. 还与海底扇的形成期次有关，即是否仅有一个间断面； e. 气候变化条件。 喜马拉雅山平均剥蚀速率的计算制约因素null13.3.6 构造隆升、剥蚀作用与地貌 1) 由于地形变化引起的长期剥蚀速率计算方法 方法之一是：与沉积物通量评价相似，即要确定在一段时间内从已知地形特征侵蚀掉的岩石总量，这些地形特征象火山锥、海底扇、河流扇。该方法有许多实例计算（Mills, 1980）。 方法之二是：通过对红土/硬质壳的形成，或喀斯特台上的泥土残留物富集作用的估算，通常30 m厚的花岗岩风化残留量为1m厚的红土。但此问题的关键在于侧向变化，因此，更多的是依据年轻的黄土中碳酸盐的淋滤量、河床层厚、冰碛量或原生碳酸盐含量。 方法之三：山地地区根据晚更新世泥流作用形成的典型土壤盖层（Schmidt, 1986）。 null2） 不同剥蚀速率产生的地貌变化结果 对地貌或地形变化的半定量计算，首先假设三个条件： 气候条件不变； 每一时期的剥蚀速率连续相同； 构造背景稳定。 单面山（Cuestas）模型 多见于欧洲大陆，尤其德国南部较为典型单面山由多种不同岩石组成：在以化学剥蚀为主的条件下，石英质岩石保持凸出地形（剥蚀速率低），碳酸盐、混积岩、页岩、蒸发岩等则形成相对低地，除非其上有土壤盖层保护。 亚马逊河（Amazon）流域模型 通过假定条件及研究，亚马逊河及其附近的奥里诺科河（Orinoco）的机械剥蚀速率与化学剥蚀速率之比近3:1。依据亚马逊河中的悬移载荷与溶解荷载比为3.1，即为60/20 m/Ma。由此预测，1 Ma时间后地形变化将十分明显，5 Ma时间后3/4的安第斯山会被剥蚀进入东边山脚。 null 潮湿气候条件不同岩石类型剥蚀的单面山模型（据Einsele, 1992） 数字代表侵蚀强度0～100：0－完全不能侵蚀；100－完全侵蚀null3） 构造隆升与剥蚀作用的相互关系 隆升速率 前面剥蚀速率计算假定了构造背景是稳定的，而这种假定条件在地质演化过程中少见。实际上，大量侵蚀－剥蚀作用会导致部分均衡补偿响应。一般地，有两种情况： a. 造陆作用 沉积盆地的隆升速率与沉降速率中等，即0.02-0.2 mm/a或20-200 m/Ma，隆升速率会持续>10 Ma，这种隆升—沉降作用显然与岩石圈和地幔均衡效应有关。 b．造山作用 根据地壳均衡响应，造山带的隆升作用一般会持续20-100 Ma。只要板块边界相关作用连续进行，隆升速率会很快达到几个mm/a。但实际上，随山根增厚，隆升速率会随之降低。当然，这仅是其中一种可能的结果，不同研究者还有不同认识。 null长期构造隆升与剥蚀模型 按前人建立的模型，从基准面算起，构造隆升随时间呈线性变化，而剥蚀速率呈指数变化，并使二者达到平衡为止。剥蚀速率增加，隆升作用与剥蚀率在较短时间内就可以达到平衡状态，并进而导致隆升速率的稳定。 如果没有剥蚀作用，在一定时期一定隆升速率条件下，就会达到确定的高度。而实际情况是，随着隆升作用发生，剥蚀作用也迅速加强。在高山区，剥蚀速率往往会超过隆升速率，这就使得隆升有一个上升极限，这一极限还取决于地壳均衡、岩石密度、地壳厚度等因素，因此，无法给定一个具体的极限，这要根据实际情况来计算。 Ahnert（1970）对不同气候条件下剥蚀速率确定一个极限：热带气候：0.4 mm/a，1500 m左右；潮湿温暖气候：1.2 mm/a，4000 m左右；干旱半干旱气候：0.2 mm/a，2000 m左右。这种隆升和剥蚀速率与气候条件的关系可以解释蒙古、非洲地区为什么不能隆升得更高的原因。 null造山带隆升模型与剥蚀模型及其相互关系 假设造山作用持续进行，隆升模型为：a. 0-9 = 10 Ma，快速隆升，0-1 mm/a；b. 9-18 = 10Ma，持续稳定，1 mm/a；c. 18-28 = 10Ma，隆升速率下降；d. 28-46 = 20Ma，持续下降，0.3 mm/a；e. 46-55 = 10 Ma，隆升速率下降至0。 对应的剥蚀模型与其类似，亦分为五个阶段：a. 2-10 = 8 Ma，剥蚀开始加强，0-1.0 mm/a；b. 10-20 = 10 Ma，剥蚀持续加强，1.0 mm/a；c. 20-30 = 10 Ma，剥蚀最强烈时期，10-0.3 mm/a；d. 30-50 = 20 Ma，剥蚀减弱，0.3 mm/a；e. 50-80 = 30 Ma，剥蚀持续减弱，最后为0，0.3-0.0 mm/a。 由上述相当简化的模型可以看出（Einsele, 1992），剥蚀模型相对滞后一个时期，造山带达到最高时并不是隆升速率最快时期，而是隆升速率下降最快的初始阶段 null13.4 沉积与堆积速率13.4.1 概念与公式 沉积速率（Sedimentation Rate）指单位时间内沉积的沉积物厚度，计量单位常采用毫米/年（mm/a）、厘米/千年（cm/ka）、米/百万年（m/Ma），因此： SR = z / t 式中：SR—沉积速率，z—沉积物厚度，t—沉积时间。 沉积速率取决于沉积物剖面上下边界，代表这段剖面的平均值，实际上是假设在这段时间内沉积作用以某个沉积速率值持续发生沉积，而且未考虑到沉积物压实和成岩等作用的影响，因此，沉积速率是一种近似的沉积状态（Einsele, 1992）。 null堆积速率（Accumulation / depositional rate）指单位时间内、单位面积上所沉积的固体物质总量，计量单位常采用克/平方米/年（g/m2/a）、千克/平方米/千年（kg/m2/ka）、吨/平方米/百万年（t/m2/Ma），因此： AR = W / (St  t) 式中：AR—堆积速率，W—固体物质总量，t—沉积单位时间，St—时间t内盆地水体的平均表面积（Einsele, 1992）。 最近，国际上常用单位时间内沉积的固体物质体积来表示堆积速率，主要用于地质历史时间较长的尺度，采用单位为立方公里/百万年（km3/Ma）（Métivier和Gaudemer, 1997）。null13.4.2 沉积速率问题 1) 长期与短期 多数沉积层并不以稳定速率堆积，包含有大大小小的地层间断（Gap），它们多数是不易分辨的小间断。对于 0.1-1 Ma的地质间断非沉积较容易确定。不过，对于河流和潮坪地带发生的不连续堆积-明显侵蚀（层理的消截冲刷、浊流底侵蚀、前滨波浪往复及再作用），难以确定间断时限。这就使得地质记录中短期沉积速率的计算显得毫无意义、办法。 2) 潜在与实际沉积速率问题 潜在沉积速率（Potential sedimentation rate）是特定区域从搬运体系到堆积场所的单位时间内发生的最大沉积量。例如，某河流沉积物可以潜在沉积速率向一开阔湖盆充填，但一旦湖盆被充填满，其后的沉积速度就取决于构造沉降、基准面或河流流域梯度变化。显然，其后的沉积速率低于潜在沉降速率。这种实际低于潜在沉积速率的盆地（或环境）普遍存在于三角洲平原、海湖、潮坪、浅海碳酸盐台地等地区。 null13.4.3 世界主要沉积盆地70Ma以来的堆积速率 Métivier等（1999）根据等厚图、横穿剖面和钻井资料计算了亚洲18个最大的新生代沉积盆地堆积速率的演化过程，将新生代大致按地质历史时期分9个阶段显示固体沉积物的平均体积和堆积速率：古新世（66-58 Ma） 始新世（58-37 Ma） 渐新世（37-30 Ma ) (30-24 Ma） 中新世（24-17 Ma) (17-11 Ma) (11-5 Ma) 上新世（5-2 Ma） 第四纪（2-0 Ma） null构造沉降与剥蚀分析 沉降机制概论 沉降史分析 剥蚀作用分析 沉积与堆积速率null沉降机制概论地壳均衡(ISOSTASY)原理null盆地沉降机制地壳变薄 地幔岩石圈变厚 沉积与火山负载 构造负载 壳下负载 软流圈流动 地壳密度加大nullIngersoll和Busby（1995） null1）地壳均衡作用概念： 倾向抬高和降低地壳的作用力保持平衡的过程。null地壳均衡：位于地幔软流圈上部某一平面承受单位面积重量各处均相同。 前提1： 1）地幔软流圈上部有恒定压力的水平面，这个平面的位置基本不变； 2）大气圈单位面积总量忽略不计。 平衡公式（Einsele, 1992）： ρw hw + ρs hs + ρc hc + ρm hm + ρa ha = E （1） ρ—所在圈层的密度值；h—所在圈层的厚度；w—海水层；s—沉积物层；c—地壳岩石圈层；m—地幔岩石圈层；a—地幔软流圈层顶部；E—常数。 null2）岩石圈均衡结构null结论1：在软流圈恒定压力面之上，地幔岩石圈消耗（减薄）时，地壳岩石圈增厚，从而使陆地表面或海底面上升；反之，地壳岩石圈消耗（减薄）时，地幔岩石圈加厚。 大陆地壳高出海平面，较薄大洋地壳低于海平面数公里 。前提2： 新形成岩石圈出现在海平面以下大约2.5 km处， 变薄洋盆近似看作上涌较高密度的上部地幔物质使大陆地壳变薄，从而均衡作用可表述为： ∆(ρw hw) + ∆(ρs hs) + ∆(ρc hc) + ∆(ρm hm) + ∆(ρa ha) = 0 （2） 含义： 1）软流圈（恒定压力水平面）之上的压力增量为零，即单位面积上的总岩柱体重量不变。可表达为： ∆hg + ∆hw + ∆hs + ∆hc + ∆hm + ∆ha = 0 （3） 式中：g—大气圈层。 null2）意即恒定压力面之上各层厚度增量（含大气圈）的之和为零，也即总厚不变。因此可以有 3）构造沉降或隆升量等于大气圈增量、水圈增量及海底沉积物增量之和。公式为：Si—构造沉降量（若为正值）或隆升量（若为负值）。地壳均衡原理基础上所获得的盆地沉降公式。Si = ∆hg + ∆hw + ∆hs （4）前提3： 只适用于局部均衡补偿作用（Local isostatic compensa-tion），与地壳弹性挠曲响应（Flexural response）不同，即：目的地壳完全独立于邻近其他岩柱体，对别的任何邻近负荷不产生作用； 平衡条件是软流圈恒定压力面之上的负荷缓慢变化。null大陆架 高原Einsele, 1992） hahmhchshwnull1）沉降量（Si）计算 前提条件:局部均衡补偿作用(极为简化并忽略任何热效应) 假设条件1： 1）各结构层密度不变（均质）； 2）除海水外，其它各层厚度均已知道，则海水层厚度可作为变量存在； 3）地幔岩石圈及地幔软流圈归一，其密度和厚度分别为ρma和hma； 4）沉降前，地壳表面与海平面一致，无海水，且无沉积物覆盖（hs=0）。13.1.2 水体充填盆地的初次沉降作用null从前面均衡作用公式 ∆(ρw hw) + ∆(ρs hs) + ∆(ρc hc) + ∆(ρm hm) + ∆(ρa ha) = 0 （2） 可以获得： ρw ∆hw + ρc ∆hc + ρma ∆hma = 0 （5） 而从公式（3）可推得： ∆hw + ∆hc + ∆hma = 0 （6） 根据公式（5）、（6）推得： ∆hw = ∆hc * (ρc - ρma)/(ρma - ρw) （7） 即∆hw是∆hc的函数。 通常，ρc =2.89 g/cm3，ρw =1.03 g/cm3，ρma=3.33 g/cm3，所以可求得（Einsele, 1992）： ∆hw = -0.23 ∆hc 或者 ∆hc = -4.34 ∆hw （8）null当地壳厚度减小（如15 km），则地壳顶从海平面位置下降（3.5 km），从而产生相同深度水体空间； 若地壳消减、地幔厚度减少4.34 km，则盆地水体深度增加1 km。 假定条件2：对于确定海平面来说，充填水体盆地初次沉降量有如下表达式（Suppe, 1985）： Si = {[(ρc - ρa) hc + (ρm -ρa) hm] / (ρw - ρa)} * (1 - 1 / β) （9） β—伸展量，即岩石圈裂开系数。 假若：ρw =1.03 g/cm3，ρc=2.89 g/cm3，ρa=ρm=3.33 g/cm3，hc=30 km，β=2，则可求得填水盆地的初次沉降量Si=3.5 km。 这一结果表明此种情况下，公式（8）和（9）结果一样 。null盆地的一部分或全部被沉积物充填，其充填沉积负荷会因为地壳均衡补偿作用而产生附加的沉降效应。并且这一效应量可以计算出来。 假定条件： 1）先期水充填盆地，水深为hw； 2）该水充填盆地全部被沉积物充填，且充填至海平面，沉积物厚度hs，平均密度ρs = 2.4 g/cm3； 3）均衡补偿恒定压力面之上岩石圈厚度（包括地壳和地幔岩石圈）是如前不变。13.1.3 沉积物充填盆地的初次沉降作用null根据公式（3），可以得出： hs - hw + ∆ha = 0 （10） 4）同样，均衡补偿恒定压力面之上的质量不变，则有： ρs hs - ρw hw + ρa ∆ha = 0 （11） 由（10）和（11）得： hs = (ρw - ρa) / (ρs - ρa) * hw （12） 取ρs =2.15 g/cm3，ρa=3.33 g/cm3，ρw=1.05 g/cm3，则hs=2.0 hw；若ρs =2.55 g/cm3，则hs =3.0 hw，取其平均值，hs =2.5 hw。这就是说，沉积物充填盆地的沉降量是纯水体充填的2.5倍. 这是由于地壳均衡响应结果。null13.1.4. 热隆起与沉降作用热隆起之过程和条件nullSt = α ∆h ∆t = 3.4 * 10-5 / C ∆h ∆t （13）假定条件： 热沉降/隆升不受温度及几何因素影响； 受热膨胀或收缩； 而膨胀或收缩系数α=3.4*10-5 / ºC，则有： 当岩柱体厚Δh=50 km时，温度均匀上升或下降∆t=300ºC，则热沉降或降升St=0.5 km。 注：随着岩石圈结构层厚度变化，不同深度的地温梯度，温度均不相同，但综合效应将产生相近的热膨胀或收缩量。 热扩散概念：由于地幔物质上涌，因此会产生一个较陡的温度梯度。其后，该温度梯度由于热量散失于大气圈会慢慢减小，直至原始的温度梯度，这种作用过程称为岩石圈的热扩散。null13.1.5 负荷对地表的挠曲响应—— 挠曲负荷作用（Flexual loading）实例——大陆冰盖不仅仅使其下的地壳产生不均衡补偿作用，而且也使冰盖负荷在邻近区产生一定沉降作用。随着冰体融化，这些沉降区就会相应再次隆升。null假设条件（Watts & Thorne, 1984） ： 1）岩石圈被看作是一种弹性或粘滞性的弹性块体，其下为粘滞性的地幔软流圈； 2）岩石圈挠曲的机制与具有一定挠曲刚度的纸板或光束弯曲机制相类拟。 则有结果： D = E he3 / 12 (91 -σ2) （14） D—挠曲刚度，E—杨氏模量，he—岩石圈模块厚度，σ—普阿松系数。 弹性模块厚度he是控制岩石圈刚度或挠曲强度最重要的因素。 弯曲岩石圈垂向受控于下伏粘滞性地幔岩石圈，如果存在水或沉积物的话，它们的作用就如河上的浮标，存在阻碍作用。null阻碍作用表现形式： 相对规模较小负荷时，弹性岩石圈-压力分配至更大范围-可支撑挠曲面不致弯曲-沉降较局部补偿负荷小-岩石圈的弯曲就不明显。 相反，负荷较大分布长宽超过下伏岩石圈厚度时+负荷时间长-至少可在负荷中心趋于形成地壳均衡补偿。 岩石圈对所承载的区域性-线性负荷响应表现 最初在负荷周围形成迅速向下弯曲的弓形谷； 负荷之外垂向响应呈正玄波状减少； 之后在沉降减弱带之上，通常会发育一种向上弯曲的边缘隆起。 null弓形谷边缘隆起边缘隆起——负荷在原地保持较长时间，岩石圈变形某种方式发生变化。 ——快速向下弯曲，负荷之下一定深度岩石圈物质释放应力，产生较深中央坳陷，形成狭窄盆地。 ——随着边缘隆起向上隆起，进一步向负荷处迁移，应力释放趋于局部地壳均衡补偿状态。区域性局部性Einsele, 1992null沉积盆地底部沉降或陆表隆升主要受控于下列因素： 1）由于水平伸展或挤压，抑或地壳底部侵位作用（Underplating）岩石圈减薄或加厚； 2）作为地壳减薄的一种响应，地幔物质上涌作用（Upwelling）； 3）由于多种因素致使岩石圈密度变化：a. 冷却或加热；b. 岩墙侵入或其它岩浆侵入；c. 融熔岩浆重结晶及矿物转移（由低密度向高密度，可相反）导致的地壳岩相变化； 4）沉积负荷或侵蚀而造成的地壳均衡沉降或隆升； 5）负荷挠曲作用； 6）壳下岩浆对流作用。 13.1.6 控制沉降的因素null13.2 沉降史分析13.2.1 分析前提条件 随着沉积地层定年和古水深估测技术的发展，允许沉积盆地开展沉降历史的定量分析。 为了达到这个目标，根据沉降机制及其影响因素，地层厚度需进行三种校正 ： 1）厚度校正：利用地层现在厚度做出的沉降曲线并不代表真正的沉降史。因此，已压缩的厚度需要进行孔隙度随埋深的增加而累计减小的校正。 2）古水深校正：在一定时期内，盆地并未全被填满，那么盆底上的总负荷相对于古水深则减少，沉降量也相减少；偶尔的沉积侵蚀也会导致卸荷，从而减小沉降量。null3）绝对海平面变化校正：全球海平面上升→增加降沉量；反之减少。这样，需要考虑古海平面相对于现代海平面的变化 。null 区分由于构造和沉积物负荷引起沉降的方法称为回剥分析（Backstripping）（Steckler和Watts, 1978）。 经回剥分析的沉降曲线可用于研究盆地形成机制。如果岩石圈地壳保持均衡，经过古水深和海平面变化校正后的已脱压的沉降，可以用于计算构造沉降。null13.2.2 脱压分析（DECOMPACTION）脱压（去压实）分析 去除岩石体积随时间和深度变化发生的累积效应。 压缩的过程可能是很复杂的，包括岩性、压力、成岩作用以及其他因素。 首先建立研究盆地沉积岩层的孔隙度—深度关系。 1）孔隙度—深度关系 对于正常压力的沉积物，孔隙度随深度的变化遵循一个指数关系（Allen和Allen, 1990）：  = 0 e – cy （15） -孔隙度，c-孔隙度—深度曲线倾斜度的系数，y-深度，0-表面孔隙度。null也就是说，表面孔隙度在深度1/c km处降至起始表面值的1/e倍。null系数c可以根据大量孔隙度测量来获得，每一种岩性有各自特征的c值，Sclater和Christie (1980)根据北海的研究确定不同岩性的c值。北海盆地不同岩性的孔隙度-深度参数 null孔隙度—深度关系可以通过固结度—深度来表示。 S (y) = 1 –  (y) S (y)为深度y处的岩石固结度。 根据Baldwin和Butler (1985)统计的正常压缩的砂岩和页岩结果，计算出固结度—深度统计关系： （16） 将上述各种曲线平均，可以得到一般情况下的固结度—深度关系： S (y) = 1 – 0.43 exp (– y / 3014) （17） null砂岩、正常页岩和未压缩页岩的固结度曲线（据Baldwin和Butler, 1985; Métivier和Gaudemer, 1997）。平均固结度曲线（实线）关系如公式（17）所示 null2）脱压厚度 为了计算过去任何时间的一个沉积层的厚度，需要根据孔隙度—深度曲线关系进行脱压，根据体积变化情况，确定厚度的变化。 假定一个沉积层在目前深度y1和y2处，被垂直移至y’1和y’2处，根据公式（15），在深度y1和y2之间由水充填的孔隙量可以简单地表示为整个深度的孔隙度： V w = （18） 式中：Vw—水充填孔隙量。则有： V w = （19） null由于沉积层的总体积（Vt）等于孔隙水体积（Vw）和沉积物颗粒体积（Vs）之和，因此：Vs = Vt – Vw，根据公式（19）： ys = y2 – y1 – （20） 最后，脱压后的厚度为： y’2 – y’1 = y2 – y1 – ＋ （21） null地层脱压示意图（据Allen和Allen, 1990） nullPAY ATTENTION TO THE FORMULA 这是一般的脱压公式，表明孔隙度—深度的指数关系; 解答涉及大量数据运算，可以应用计算机程序自动进行; 公式（21）用来计算距现代任何时间的沉积层厚度——可绘制已脱压的沉降曲线。 这种沉降曲线的数据点来源是现代地层单元已知绝对年龄的地层界线，因此，所有的深度都是相对于现代资料值。 上述已脱压的沉降曲线还需要开展三种校正： 沉积表面和区域资料之间高度的不同（古水深校正） 过去海平面相对于现代海平面的变化（绝对海平面变化校正） 沉积物重量造成盆地基底的沉降 null沉降历史分析的目的是绘制一条沉降曲线，描述盆地沉降和沉积物沉积速率随时间的变化过程，显示盆地形成和演化驱动力的整体印象。13.2.3 沉降曲线(SUBSIDENCE CURVE)1）沉降曲线的绘制方法与步骤回剥法——BACKSTRIPPING主要步骤一般如下： A 盆地研究对象——地层体的精确定年： 特别是不同岩性段的时代和地质年龄； B 不同岩性段（含有地层剖面的起点和终点层位信息）的脱压——原始沉积厚度数据获得：需要孔隙度、孔隙－深度系数、岩石密度等参数；nullC 数据置入坐标图中——横坐标显示时间变化，纵坐标显示深度（原始沉积厚度）变化：表现为具有不同斜率的曲线。 D 构造沉降和总沉降曲线：负荷沉降幅度null2）沉降曲线的校正A 古水深和海平面变化的校正 为修正古水深与海平面变化引起的误差，最简单的方法就是假定局部空气型地壳均衡调节作用。 首先假定在一个完全充填的盆地内选择地点发生了热构造沉降。正常修正程序如下： ——减少或去掉沉积物的沉积作用，增加盆地深度，即古水深WD 。综合前面的公式(1)、(4)， 则有：hsˊ=hs-WD-U1 （22） 及 ρs hsˊ=ρs hs – WD ρw -ρm U1 （23） 换算得 U1 = WD（ρs -ρw）/（ρm - ρs）。 式中U1为正常盆地隆升量。取ρs =2.4 g/cm3；ρm =3.33 g/cm3，ρw=1.03 g/cm3，则有 U1 = 1.5 WD （24） 因而总沉降速率应剔出这一影响。要精确计算，应考虑沉积物的平均密度ρs，因为随沉积厚度增加密度也将增加。 nullnull——计算全球海平面下降量（EU） 全球海平面下降会阻止沉积物继续增加，进而浅海环境可能导致侵蚀作用发生（图d e f g, d’ e’ g’ f’）。与上一例子相似，可得公式： h2 = hs – EU - U2 和 U2ρm +ρs h2 =ρs hs 即 U2 = EU ρs / （ρm -ρs） 同样可得， U2 = 2.58 EU （25） 由此可看出由于海平面下降造成的海底侵蚀作用会产生很大的负性偏差，也应予以剔出。Erosionnull——全球海平面上升及沉积作用滞停 相对正常沉降盆地来说，这一现象仍会引起盆底隆升U3(图e, d)。设盆地从a至b时期沉积厚度增大系数为τ，则有 hs =τhsˊ 或 hsˊ= hs 1/τ 依据前面公式可求得 U3 ={ (1-1/τ) hs (ρs -ρw) / (ρm -ρw)} -{EUρm / (ρm -ρw)}。 已知τ=1.7, 则有： U3 =0.24 hs – 0.45 EU （26） 这一结果表明，由于海平面上升，沉积作用停滞，其沉降量减小，亦应修正。 null——全球海平面上升并伴随连续沉积作用 由于沉积作用附加的沉降量并由上式 称为水体地壳均衡作用。由沉积作用 附加的沉降量S1=EU• ρw / (ρm -ρw)， 可推得S1＝0.45EU。 ——全球海平面上升并伴随增加的沉积物 h3=hs+S2 且有S2＝EU • ρw / (ρm –ρs) S2=1.11EU 增加量较大EUS2 hsh3=hs+S2null由上述5步骤古水深及海平面变化产生的沉降变化表明，特殊盆地的沉降曲线变化级别与正常由纯内生成因（如热构造沉降）引起的下降曲线明显不同，有偏差。 以上分析方法适条件包括： a. 沉降史所处的时间间隔内海平面有一个平均值，或者不变的高水位或低水位； b. 在选定的盆地在此期间充填物要充满至上述假定海平面位置。nullB 沉积负荷校正在去除由于沉积物负荷引起的沉降、并经过水深变化和海平面变化的校正后，才能获得真正的构造沉降。沉积物负荷的影响可以通过以下计算。 沉积层在新的深度处孔隙度为： （27） 根据沉积层颗粒密度和地壳均衡作用： （28） 式中：Y—经沉积物负荷校正后的盆地基底深度。 根据上述校正，我们能求出真正的构造沉降如下式（Bond和Kominz, 1984）： (29) 式中：ΔSL—相对于现今的古海平面，Wd—古海水深度，Φ—盆地基底地壳均衡参数 nullC 构造沉降校正用下