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沉积学原理 7 第七章 模式和事件沉积作用

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沉积 原理 第七 模式 事件 沉积作用
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沉积学原理主讲 彭军教授西南石油学院资源与环境学院第一章 总论第二章 洪水沉积作用第三章 河流沉积作用第四章 湖泊沉积学第五章 海洋沉积学第六章 海底扩张与板块构造第七章 模式和事件沉积作用第七章 模式和事件沉积作用第一节 对沉积地质学的回顾与展望一 、 引言 —— 简单的回顾二 、 沉积地质学的今天 —— 模式时代三 、 展望四 、 回顾和展望第二节 风暴沉积和风暴岩一 、 国外风暴沉积研究进展二 、 国内风暴沉积研究进展三 、 渤海湾早第三纪古湖泊风暴沉积作用及风暴岩第三节 震积岩及其沉积作用一 、 中国震积岩的研究与展望二 、 华北地台震旦纪一早古生代地震节律三 、 渤海湾早第三纪古湖泊地震一断裂作用及震积岩第四节 等深岩及等深流沉积作用一 、 等深流沉积的类型及特征二 、 等深岩的综合层序三 、 安徽中下志留统的等深积岩及其地质意义第五节 远洋和半远洋沉积作用一 、 远洋和半远洋沉积物分类二 、 远洋生物软泥三 、 远洋泥质软泥四 、 远洋粘土五 、 半远洋岩第六节 深海远洋各类沉积作用相互关系第七章 模式和事件沉积作用第一节 对沉积地质学的回顾与展望一 、 引言 — 简单的回顾“ 沉积地质学 ” 这个术语是包括沉积岩石学和地层学 。地层学是在公元 1800年前后从标准化石变化表开始的 ,沉积岩石学始于公元 1900年前后, 1933年 是美国出版了 沉积作用论文集 》 ;二是成立了经济古生物学家和矿物学家学会 (这都发生在 1926年。30年代 《 沉积岩石学学报 》 创刊 , 949)的经典专著 《 沉积岩 》 出版, 1962年 《 沉积学 》 杂志问世,自此一场沉积地质学革命席卷全球 。20世纪 60年代高分辨地震剖面的出现, 70年代又由地震地层学发展到了层序地层学和 “ 维尔曲线 ” 。二、沉积地质学的今天 — 模式时代在 20世纪 70年代 , 沉积与相模式 (展起来 , 现在更强调三维空间的沉积体系 。1965年 , 他总结了 3种模式:比例模式 、 数学模式 (确定和随机的 )和概念模式 。现在相模式根据其特征可划分成概念模式 、 定性模式 、 图示模式1984) 认为模式指导科学研究 , 应该提拱一个对比的标准 , 成为科学研究的指南 , 起到预测的作用 , 为成因解释提供基础 。三、展望1.手段和论题不言而喻,新工具的出现加快了处女地的开发,偏光显微镜、 带背散电子图像的扫描电镜、电子和离子探测器,还有阴极发光和萤光显微镜风成沉积 、沉积物成岩作用 、有机成分研究 、全球性化学循环 、白云化问题 、前寒武系条带状铁层的成因、泥质岩的研究 、成壤作用、气候研究。2.更好的综合发展沉积地质学之内各学科之间及其与别的学科之间应有更大的综合发展,如生物地层地质年代表的更新,对米兰科维奇旋回圈理解的深化,对海面升降重要性的认识,沉积盆地 (沉降、古潮汐、沉积物输入等 )的数学模式化。3.更精确的年代划分运用大量标准对许多显生界地层不断进行年代测定和对比,可以把地层划分得细至可定量研究沉积速率、评价地层记录的完整性。4.周期性与幕式性完善的年代测定技术将使我们能对其它周期性与非周期性和幕式性现象作出评价。沉积学能通过逐层分析而定出沉积暂停期,还能通过研究结构、沉积构造、生物扰动的相对程度、遗迹化石,以及运用特征事件的频率和类似现代环境的恢复次数而估计出沉积、剥蚀和混合速率。5.海面升降和地壳下沉全球性大幅度的海面升降变化是一个热门话题,定量沉降模式也很激动人心。四、回顾和展望第一 , 必须把沉积地质学中分散的各分支学科重新统一起来第二 , 沉积地质学家需要进行更多的国际合作和交流未来沉积地质学家的训练必须向本学科、数学、统计学和计算机应用方面的纵深方向发展。沉积地质学家应该掌握岩石物理学和液体通过介质流动的知识、油田地下水地质学、工程地质学、岩石力学。第二节 风暴沉积和风暴岩风暴沉积 (岩 )( :泛指非正常作用所形成的 — 系列沉积。其主要特征如下:(1)风暴沉积与好天气时形成的粘土质或泥灰质沉积物成互层 。(2)风暴沉积序列具有突变性的底面和渐变性的顶面 。(3)风暴沉积序列本身常为二元结构 , 即下部为贝壳或砾石之类的粗粒滞留沉积 , 上部为具纹理状的细砂 、 粉砂或碳酸盐沉积物 。 层理类型可分为水平层理 、 浪成层理 、 爬升层理和丘状层理等几种 , 其中以丘状层理 (为典型 。(4)风暴沉积序列的底面常见钵或壶状或槽状铸型 ( 其指示方向散乱 , 顶部常见掘穴生物活动的遗迹 。 沉积层厚度侧向变化明显 , 甚至侧向尖灭 , 在整体上呈一透镜状 , 据此可与浊流沉积相区别 。风暴沉积 是风暴作用将正常天气条件下形成的常态沉积物重新起动 、悬浮 、 搬运和再沉积的过程 , 具有独特的沉积特征和沉积环境 , 并常受到后期的改造 。一、国外风暴沉积研究进展(一 ) 风暴沉积构造1975年 1)低角度的交错层理,层理间有侵蚀、切割现象,纹层倾角一般小于 10度,最大的纹层倾角不超过 15度。(2)侵蚀界面上的纹层大致与界面平行 。(3)纹层的厚度在侧向上增厚或减薄 , 在剖面中呈透镜状 。 在垂向上 , 纹层倾角向上不断减小 , 纹层的规模相应减小 。(4)侵蚀层组界面 (上覆纹层的倾角方向散乱 , 呈放射状或收敛状 (束状 )。(5)丘状交错层理呈波状起伏 , 其波高为 10~ 15波长为 1 (6)出现于湖滨相和浅海相地层中。(二 ) 风暴沉积层序1981, 1982)提出了碎屑风暴岩的理想层序 , 自下而上依次为:侵蚀底面 、 滞留沉积 、 丘状交错层理 、 平坦纹层 、 交错纹层和泥岩 。 983)则认为碎屑风暴岩的理想层序中不应缺少侵蚀基底和丘状交错层理之间的平行层理 。 他提出的碎屑风暴岩理想层序自下而上依次为:块状和 (或 )递变的侵蚀基底 、 平行层理 、 丘状交错层理 、平坦纹层 、 交错层理和受扰动的泥岩层 。981) 提出了碳酸盐风暴岩层序,层序中 层之间侵蚀界面清晰;层为风暴岩的成对小层,其中 层下部为平行层理,中部为丘状交错层理,上部为波痕交错层理,并有生物痕迹; 度 1— 80地层中保存的风暴沉积多以不完整或变形形式出现 。981) 归纳出以下相标志:(1)粗的 (风暴沉积 )和细的 (常态沉积 )互层;(2)侵蚀接触的底面和递变的 、 具有潜穴的顶部;(3)底面上壶状 、 槽状印模;(4)残留层和悬浮层构成的成对小层 ((5)横向上层组厚度有厚薄变化 , 呈透镜状;(6)受改造的 , 但却是原地的生物群;(7)粒间渗透结构;(8)生物逃逸潜穴;(9)波浪成因的波状起伏纹层;(10)沉积构造在垂向上 , 下部为平行层理 , 上部为波痕纹层理 ;(11)纹层段的纹层向上变薄 , 杂基增多 , 粒级递变现象变弱 。(三 )风暴沉积机制据加拿大五大湖滨岸 暴作用时,形成风暴沉积的激浪带内,水深不足 2m。在风暴作用的 04: 20— 19:00期间,波浪振荡流平均速度为 1. 9m/ s,波动较小 (17% );沿岸水流平均速度为 0. 38m/ s,波动较大 (200% );向岸或离岸水流速度较小,平均流速多在 0. 05m/ 表现为近对称的振荡流。由此可见,形成该丘状交错层理的水流条件是以波浪振荡流为主,并叠加流速较小沿岸水的混合流 。 1986)在风暴作用频繁的大西洋陆架上 , 发现了大量巨波纹 ( 波长 2— 5m。 从其剖面观察 , 内部沉积构造与丘状交错层理极其相似 , 系波浪振荡流和单向流作用所致 。国外对风暴沉积的研究 , 自 20世纪 60年代以来相继做了大量的研究工作 , 其主要内容涉及现代和古代滨岸 、 浅海的碎屑沉积环境和碳酸盐沉积环境中的风暴作用 、风暴沉积特征和沉积模式等 , 并通过现代风暴沉积环境下的水动力实测资料和室内实验模拟方法 , 探讨风暴沉积的动力机制 。二、国内风暴沉积研究进展1982年,严钦尚教授提出了滨岸和浅海风暴沉积的层理特征、形成机理、区域差异和沉积模式,此后国内风暴沉积的研究逐渐兴起 。在长江三角洲上海潮坪沉积研究中,发现了单层厚度大,由颗粒较粗的粉砂组成的、以平行层理为主的风暴沉积层。它与常态潮坪沉积交互成层,构成独特的韵律性互层层理 。1981年 14号强台风为近百年所罕见,上海地区最高风力12级以上,最大风速达 24. 7m/ s,又与 8月初的天文大潮相遇,使最大高潮达 5. 59 m。许世远等抓住了这一有利时机,现场观测了杭州湾北部滨岸地带风暴作用的冲淤过程,对风暴沉积物样品进行了多项实验室测试分析,取得了较系统的风暴沉积相识别标志数据,建立了潮坪风暴沉积层序。在此基础上,相继对长江三角洲平原、三角洲外围岛屿和水下浅滩地带的风暴沉积进行了系统的调查研究,从而建立了长江三角洲风暴沉积系列模式,取得了以下突破性的进展。(1)现场观测了强风暴作用的全过程,首次系统地取得了地貌、结构、构造、矿物、孢粉和有孔虫等沉积相识别标志的基本特征数据,建立了风暴沉积系列层序模式,对风暴沉积环境进行了系统总结研究。(2)证实了在正常波基面以上的滨岸地带有可能发育并保存风暴沉积。以前的观点认为在正常波基面以上地带,风暴沉积难于形成,即使形成,也容易被日复一日的波、潮、流作用所破坏。而实际上风暴沉积并非仅是正常波基面与风暴波基面间的浅海陆架环境的特有产物,实际上在风暴作用能够涉及的潮坪、海湾、泻湖或浅海等环境下,只要具备一定的条件,都有可能出现。(3)建立了长江三角洲地区风暴沉积系列模式,从滨后沼泽低地,滨岸贝壳沙堤和潮坪区、沙滩、砾滩、水下三角洲 (三角洲前缘和前三角洲 )到浅海地带,都可能发育保存着风暴沉积。它在地层中与常态沉积层交替出现,构成了颗粒粗细相间、成对分布的韵律性互层层理,其底部冲刷面明显。风暴沉积中生物活动遗迹少见,沉积构造垂向上序列清晰反映了水动力由弱一突强 — 一渐弱的沉积动力过程。随着现代风暴沉积研究的不断深入开展,国内对古代风暴沉积的研究也做了大量工作。涉及到风暴岩的识别标志、形成机理、相模式及其代表的沉积环境、岩石成因解释等方向,并对风暴作用的成矿理论做了初步的研究 。但由于各种因素的影响,目前在以下几个问题上,观点仍未得到统一。(1)丘状交错层理的几何大小 、 物质组成 、 纹层排列状况及其形成时间和水深条件;(2)各地区性风暴沉积模式的区别;(3)现代和古代风暴沉积的对比;(4)风暴沉积的动力机制和风暴作用期间水充状况;(5)风暴沉积与洪积和洪流沉积等其它沉积物类型的区别三、渤海湾早第三纪古湖泊风暴沉积作用及风暴岩风暴沉积标志:1.突变的顶、底面接触关系风暴岩与上覆或下伏沉积的接触界面往往起伏不平,在粒级上也不连续 (粒级跃变 )。顶面的不平整由两种沉积构造所致,一是截切构造,第二种构造是波痕 ,大量波痕的发育是风暴岩区别于浊积岩的重要标志 。 底面的不平整有 3种情况:冲刷面、工具痕和渠模,其中以后两者最有代表性。2.波浪形成的层理构造 丘状交错层理是特征性的沉积构造,除此之外风暴浪的振荡水流还可形成浪成槽状交错层理,由倾向相反、相互超履的前积纹层组成,呈人字形,顶部具尖脊对称波痕 。3. 低成分成熟度和较高的结构成熟度4.生物成因的觅食迹和逃逸迹5.丰富的盆内再沉积组分6.垂向的似鲍玛序列风暴岩的典型层序可归纳为 5个段,称为似鲍玛序列 下而上为:递变层理段,为递变层理或块状层理卵石质砂岩至细砂岩,底具冲刷面、渠模和工具痕,与下伏呈突变接触; 平行层理段,由平行层理、剥离线理和流痕粉砂一中细砂组成,底见冲刷或工具痕,顶面可有波痕,形成于风暴能量减弱、平床条件下的悬浮沉积; 槽状交错层理,顶见浪成对称波痕。似鲍玛序列中以 三节 震积岩及其沉积作用一、中国震积岩的研究与展望地震是一种自然灾变现象,是地球动力作用的表现。现代地震多集中于板块块体的边界地带与板块内部的扩张地区。地震灾变事件地层系指第四系之前古老地层中的地震遗迹,识别标志与现代地震识别标志是相似的,但地貌标志已不保存,研究手段主要是沉积学与构造学的方法。辨认地层中地震记录从两个方面进行。浊积岩,特别是那些厚度巨大的浊积岩 (认为是地震浊积岩(另一方面,地层中的某些液化脉、岩层内部的柔褶层、角砾岩及岩层内的 内译作韵律断层、断层递变层或阶梯状断层 )均被解释为地震成因具地震灾变事件记录的岩层称为震积岩 ( 震积岩是灾变事件岩的典型代表。1988年 宋天锐 对北京十三陵地区中元古界雾迷山组的 碳酸盐岩进行了研究,建立了 地震一海啸序列 ,包括由地震引起的层内尖棱状褶曲、板刺状砾岩以及由海啸引起的浊积岩与筑丘构造 (一种丘状层 )。这个序列代表已固结碳酸盐岩在地震作用下形成的记录,故序列中没有液化单元。吴贤涛 等 (1992)建立了一个 碎屑岩的原地系统的地震液化序列 ,研究地区为四川峨嵋晚侏罗世湖泊沉积。序列自下而上分为未震层、微断裂层、微褶皱层、碎块层及液化均一层 (上覆未震动层,每个序列厚 1— 100世纪 90年代初期 乔秀夫 等在华北地台东部 “ 震旦系 ” 中建立了 碳酸盐岩振动液化地震序列 ,包括了原地系统与异地系统。原地系统为一个垂向的液化系统,自下而上有 3个单元: 裂岩与震塌岩; 地裂缝 (异地系统包括由海啸引起的波浪丘状层与碳酸盐质浊积岩。对古大陆边缘地区 (川西、滇西 )震积岩序列,梁定益、聂泽同等做了有意义的工作,于古生界中建立了震积岩与震积不整合序列。 震积不整合 (地震引起的具极大能量的异地相滑来震积层,冲刷剥蚀下伏原地相的地震扰动层,两者之间于水下突发形成的滑移面,即震积不整合面。震积不整合面下的扰动序列自上而下包括了液化均一层 (,如变形层理、模糊层理、碟状、枕状和火焰构造;半固结变形褶皱断层 (;脆性变形震碎角砾岩段 (及脆性变形的韵律断层段 (。震积不整合面的提出是震积岩研究中的重要进展,它解决了震积岩中异地相与原地相之间的内在关系。萨勃哈震积岩序列自下而上包括:液化角砾岩、塌陷角砾岩;液化砂层、泥层无规则流动形成的花边褶皱 (液化卷曲变形 ),泄水泥脉、砂脉及锥状构造;水塑性褶皱(水塑性微断层与泄水脉的三位一体。均变论对地质学的发展曾起了积极作用,但长期以来使人们忽视地史中的灾变事件,因而使地质学家在解释可辨认的地史记录时产生了诸多困难与错误。20世纪 80年代以来,我国学者比较注意天体物质撞击、界线粘土及风暴事件,对于地球本身动力作用产生的地震事件记录注意不够。中国大陆壳系是由不同地史时期的块体分解与拼贴的结果,在这个复杂的过程中必然伴随着地震发生。强地震造成规模壮观的震积岩,不协调地插入正常沉积地层中,遍及整个盆地形成一个成因地层单元与事件地层单元,并常作为一个标志层和独立的填图单元使用。均变渐进与灾变事件交替是地层中的客观记录。用地震灾变的观点可以解释在地层中存在的令地质学家难以解释与困惑的现象与 “ 不合理 ” 的剖面结构,如一些特殊的沉积岩脉、奇特角砾岩及变形构造。对震积岩的研究将有助于地质学家解决古构造、古断裂、古盆、古环境以及 — 个构造带中地层等时对比与构造作用等时对比问题,也是造山带中非 我国对于震积岩的研究有着极好的地质条件 , 但要使我国震积岩研究提高到事件地层学研究的轨道 , 尚须进行下列努力:(1)我国是一个多地震国家 (现代地震与历史地震记录 ), 地震地质学家与土建学家对历史地震与现代地震沙土液化曾进行了大量与卓越的工作 , 有大量文献 。 地质学家应熟悉 、 学习这些研究成果 ,并应亲自考察这些剖面 , 将有助于震积岩的研究 。(2)进行必要的不同类型砂 、 粘土的强振动模拟试验 。(3)精细的野外地质调查与实践 。 野外是研究震积岩最大 、 最有效的实验室 。 应选择板内伸展构造 , 不同构造块体边界 、 造山带 、不同沉积岩类型地区;选择那些区域地质调查填图中发现但未解决的一些奇特地层的地区进行研究 。二、华北地台震旦纪一早古生代地震节律震旦纪计有 3个地震活跃期,大体为 680, 640, 600武纪一奥陶纪也有 3个地震活跃期,大体为 560, 530, 490个活跃期的间隔为 30旦系震积岩均为碳酸盐岩,野外的宏观特征为:液化泄水泥晶脉扰动灰岩,液化卷曲变形 (震褶岩 ),液化角砾岩,层内阶梯状断层与地裂缝。其次尚有波浪丘状层与碳酸盐浊积岩,属于异地系统。但是最突出与最明显的震积岩特征是液化泄水泥晶脉灰岩(一 )下寒武统大林子组震积岩岩组泥质岩中的震积岩是由 3个单元组成:塑性褶皱、水塑性微断层三位一体成为萨勃哈环境中震积岩序列的主要部分 。(二 )中寒武统张夏组震积岩位于山东后孟唐庄张夏组的泥晶灰岩中 。一系列液化的砂脉贯入上覆泥质灰岩中 。(三 )奥陶系腮林忽洞群、白云鄂博群中的震积岩特征为纹理灰岩中的泄水脉 ,即乔秀夫建立的液化序列中的 海湾早第三纪古湖泊地震一断裂作用及震积岩地震一断裂活动所引发的同生变形构造自沉积后至固结成岩以前 , 在处于软沉积物阶段时 , 由于物理作用的影响发生变形而形成的一系列沉积构造 。 这些物理作用主要是差异载荷 、 重力滑动和滑塌 、 沉积物的液化和泄水作用等 。由于地震一断裂活动所引发的同生变形构造有别于沉积物固结成岩后由于构造运动 (褶皱或断裂 )而形成的构造 ,具主要鉴别标志是: 同生变形构造是处于软沉积物阶段所发生的变化;夹于末受扰动的正常沉积岩之间;遭受变形作用后还可以重新被生物所扰动;与大规模区域构造体系相比 , 分布较局限;与古构造 (如同沉积断裂系 )有一定关系 , 与现构造格局的关系不大;缺少与岩浆期后活动有关的高温脉石矿物 。(— )由于地震一断裂活动所引发的软沉积物以垂向运动为主形成的变形构造1. 卷曲作用及其伴生构造卷曲作用主要指在垂向重力作用下,可塑性的泥或粉砂沉积物发生以卷曲、弯曲、扭曲为主的变形作用。 有人描绘其为 “ 背斜 ” 和 “ 向斜 ” 褶皱状,通称为包卷纹理 (包卷层理 (其主要特征是: 形态虽然多样,但多限制在一个较薄的、较单一的层内变化; 纹层连续弯曲很少错断 ;上下多为正常的泥层或砂层 — 指示震积作用的间歇性; 厚度由几厘米至十几厘米,有时只有 1— 2 挤压变形强烈时,因泥纹层上拱可出现火焰构造2. 重荷模及伴生构造这类构造所用术语较多 , 如 重 荷 模 (、 重 荷 铸 体( 重荷构造 (、负载构造等 。 这类构造是由于上 、 下相邻沉积物存在较大的密度差 ,在震动和重力作用下 ,上覆脆性的砂 、 粉砂沉积局部解体后形成大小不一的砂块 , 向饱含水的塑性泥质沉积物中沉陷而形成的 。(二 )由于地震一断裂活动所引发的软沉积物以侧向运动为主形成的变形构造沉积在古斜坡上的软沉积物,当坡度超过安息角时,由震动和重力的作用沉积物稳定性被破坏,从而产生滑动作用 (滑塌作用 (整个演化过程都是在剪切力作用下发生 的。1. 塑性沉积物的滑动变形作用该类变形构造主要发育在暗色页岩、油页岩、钙质页岩的薄间互层中,层间有时夹少量纹层状粉一细砂岩或纹层状石膏岩,以一系列平卧状、前积状、旋涡状等连续褶皱纹理为特征。因为这类构造是塑性沉积物在缓坡上滑动形成的,故 “ 褶皱 ” 具方向性,顶端倾斜方向主要指向斜坡下方。变形层厚度由几毫米至几厘米,一般不超过十几厘米 ,这种变形层有明显的正常顶底层,有时称之为滑动席。这类变形构造除反映水下缓坡外 , 还与深水重力流水道间的阶地塑性沉积物由于小型同沉积断裂震动作用诱发的活动有关 , 相当于远源浊积岩中的 段 (实为正常深水沉积 )的变形作用 。2.脆性和塑性两类沉积物相间的滑塌变形作用这类变形构造主要发育在粉一细砂岩与泥、页岩间互的剖面中,形成于较陡斜坡上的两类沉积物。由于同沉积断裂的诱发,经滑塌作用产生一系列复杂的 “ 褶皱 ” 和 “ 断裂 ” 后,形成一种砂、泥混杂的堆积体,通称为滑塌岩 (。特征 是塑性纹层状泥页岩强烈变形扭曲,呈旋涡状、肠状; 脆性砂一粉砂岩呈大小不一的碎块,强烈地破裂,甚至角裂化 ;半塑性的泥质粉砂岩碎块出现圆滑外缘或塑性变形特点。 砂泥混杂,可出现杂基支撑结构,有时可见 “ 漂浮状 ” 砂块存在于砂泥混杂的基质中。 滑塌岩易与成岩后变化发生的构造角砾岩相区别 ,滑塌岩向上岩性常突变,当与粗碎屑沉积层接触时,可见同生冲刷一充填构造;向上过渡为正常产状沉积层,层间缺少与岩浆期后活动有关的脉石矿物。 滑塌岩是良好的指相标志,或者是地震事件沉积作用的重要标志之一。(三 )由于地震一断裂作用所引发的软沉积物的液化作用及泄水构造另有一类分布虽较局限但更加与震积作用成因有关的变形构造,是砂质液化沉积物流的泄水作用及具伴生的沉积构造,如泄水管、碟状构造及水下岩脉等 。(四 )由于地震一断裂作用所引发的膏泥沉积物中的同生变形构造研究结果表明,东濮凹陷沙三段具有深水暗色泥页岩、深水浊积岩与深水膏盐沉积共生的特点。该段有 3套膏盐发育层,厚度逾千米,特征是纹层状石膏一硬石膏一石盐与暗色页岩、油页岩、钙质页岩组成间互层。膏盐发育段普见塑性变形。夹于正常纹层间的厚度由几厘米至十几厘米的 “ 褶皱状 ” 变形层显然属于滑动变形产物。有时可见角砾状石膏与变形的暗色泥、页岩混杂在 — 起,这时应该注意规模和产状。厚度较薄、滑塌变形明显的应认为属于同生期震积一滑塌岩类。若规模较大,变形较复杂的则可以认为是与成岩期或后生期的膏盐流动及上拱变形有关。第四节 等深岩及等深流沉积作用一、等深流沉积 (类型及特征等深流沉积物在现代深海中分布广泛 , 并占有一定的比例 。 等深流 — 主要是由大洋温盐旋回 (动的大洋底流 , 一般都沿大陆坡等深线流动 , 其规模甚至与某些海底扇相当 , 可以搬运大量细粒沉积物形成沉积物漂流 。等深流沉积物常与远洋半远洋沉积层共生 , 在地质记录中比较难于区别 。 由等深流形成的沉积岩称做等深岩(或等深积岩 )。979), 982, 1984)曾区分出两类等深岩相:泥质等深岩相和砂质等深岩相 。1. 泥质等深岩相 (质等深岩相是深海中主要的等深岩相 , 占等深流漂流沉积物的 75% 以上 。 泥质等深岩相的主要特点是整个层序单调 、 均质或无构造 。 富泥部分和富砂部分之间多为渐变的关系 ,很少有冲刷和灾变 , 不论是粉砂还是粘土 , 其中很少见有原始纹层 。 泥质部分整个都被生物扰动 , 粉砂部分常集中成不规则的束状和透镜状 。 在结构方面泥质等深岩主要是由粉砂质粘土组成 , 仅含有 10% ~ 15% 的粒砂 ,大都分选不好 。 物质组成多为生物成因和陆源物质的混合物 , 生物成因物质主要是硅质和钙质浮游生物和深水底栖生物碎屑的混合物 , 陆源碎屑部分主要是细的石英和粘上 。 有些等深岩的组分可能具有或多或少的远洋组分和来自大洋山脊的火山物质 。2. 粉砂质一砂质等深岩相 (现代深海中明显的粉砂质和砂质等深岩层不算太丰富 , 通常为 1— 2 其顶底界面可以是突变的和较平的 , 也可以是侵蚀的或完全是渐变的 , 除了较粗的物质不规则地富集或显示微弱的正递变或逆递变外 ,多数不具原始构造 , 最常见的是整个层都具有生物扰动构造 , 有大的潜穴 , 也有小的不规则的斑块 。粉砂质一砂质等深岩主要是含有 40% 砂和小于 10% 粘土的中一粗粒粉砂岩 , 但也有细砂质等深岩 。 — 般颗粒分选良好 , 粒度曲线常显示一个细尾 。 颗粒的物质组成与泥质等深岩相似 , 主要为生物成因和陆源的物质混合组分 ,较大的生物颗粒常为碎屑并多被铁染 , 其中粘土物质非常少 , 有时还可以发现有比较纯的有孔虫砂等深岩相 。二、等深岩的综合层序984)提出了等深岩相的综合层序。认为等深岩相的层序不像浊积岩那样的规则层序,而是具有一个向上变粗的反递变和一个向上变细的正序列,共厚 10~100可以单独出现,也可以同时出现形成逆一正递变单元。相的变化从顶到底为:均质泥相、斑状粉砂和泥相、砂质粉砂相、斑状粉砂和泥相、粉砂相、均质泥相。 一个完整的逆递变一正递变层偶反映了在同一个地点上等深流流速的变化状况。从逆递变层到正递变层代表流速开始逐渐增大,到达最大值后又开始逐渐减弱。平均流速变化在 5~ 25cm/个层序延续的时间大约为 1000~ 30000年。三、安徽中下志留统的等深积岩及其地质意义1.沉积背景半深海至深海环境 : 高家边组的岩性为页岩夹粉、细砂岩,其中下部的页岩呈青灰、深灰和灰色,页理发育,产笔石化石,相当于现代半深海至深海环境中的蓝色软泥或灰色软泥沉积。笔石的出现说明为静水或较深水环境。同时,在粉、细砂岩中发现了类似于硅质海绵骨针和可能为浮游有孔虫的微体化石。在其层面上牧食迹生物遗迹化石发育,有时表现为扰动和潜穴 。2.厚度在出露的 10余层等深积岩中,单层厚仅 1— 6 均厚 4向延伸数十米至几百米或更远,呈长薄层状或透镜状夹于页岩和泥岩中。3. 岩性等深积岩的岩石类型有粉砂岩和细砂岩两种 , 颜色呈青灰色 。粉砂岩:石英的含量约为 80%,长石为 5%,黑云母和其它重矿物为 15%。填隙物为泥质和铁白云石晶体、颗粒,特别是黑云母定向排列,显水平纹层。细砂岩:石英 57%,长石 5%,岩屑 30%,化石碎片 (腕足和海绵骨针等 )和重矿物 (黑云母、电气石等 )8%。石英多具次生加大;岩屑均为页岩质。颗粒大小平均 选好;碎屑石英呈圆一次棱角状。泥质杂基含量不超过 6%,胶结物为白云石和铁白云石。薄片中见冲刷面、定向组构和水平纹层显微构造4. 层序底为一起伏不大的冲刷面与下伏正常较深海沉积的青灰色页岩呈侵蚀接触 , 冲刷面代表了等深流作用的开始 。 向上是薄层粉细砂岩 , 显水平层理或微递变层理 , 在粉砂层中普见生物扰动和爬迹 。顶面波痕发育 , 为小型不对称流水波痕 , 峰和谷均较圆 , 波脊弯曲 、相互平行 , 波长 L= 波高 H=对称度 说明等深流是一种流速缓慢的定向水流 , 在细粒沉积物表面易于形成这种不对称的小型波痕 。 再向上为半深海页岩相 。5. 古流向等深流的流向平行于大陆坡或海岸线 , 这是鉴别等深积岩的重要标志之一 。 利用不对称波痕测得古水流向为 与当时的古海岸线走向一致 。6. 相序组合高家边组中下部的页岩夹薄层粉 、 细砂岩是半深海至深海背景下的古等深流沉积 。 该组上部是黄色页岩夹透镜状或薄层状粉细砂岩 , 浪成波痕发育 , 反映为水体开始变浅的滨外陆棚环境 , 偶受风暴影响 。 向上变为中志留统纹头组的滨岸相 。第五节 远洋和半远洋沉积作用一、远洋和半远洋沉积物分类远洋沉积物在现代和古代海洋中分布非常广泛,它们主要是在没有底流和重力流的时期由上部水体中沉积或沉淀下来的沉积物远洋沉积物主要分布在开阔大洋 (一般是最深的大洋盆地 )中,其组成主要是极细的远洋粘土和浮游生物骨骸物质,其中也含有少量由风从大陆吹来的极细的粉砂和粘土,以及可能的火山灰和星际物质。半远洋沉积物一般堆积在距大陆较近的大陆边缘的深海和半深海领域,它们主要是由当地的生物成因物质和陆源漂移来的粉砂和粘土组成的一种混合物。它们都堆积在风暴波基间以下,有时 (在上返洋流地区 )也可在风暴波基面以上出现,但不会越过正常天气波基面在更浅的地带沉积。至于具体的深度范围则变化很大,可从几百米直到深海底。1. 远洋沉积物 (软泥和粘土 )粒径大于 5µ 火山成因和 (或 )浅海成因的碎屑小于 25% ;中值粒径小于 5µm (自生矿物和远洋生物除外 )。(1)远洋粘土 —— 0% :① % ~ 10% —— (低 )钙质粘土;② 0% 一 30% —— 高钙质 (或泥灰质 )粘土;③ 硅质化石为 1% ~ 10% , (低 )硅质粘土;④ 硅质化石为 10% 一 30% , 高硅质粘土 。(2)软泥 —— 0% :① 0% 时 , ; ;② 0% , 硅质化石大于 30% 时 , 为硅藻或放射虫软泥 。2. 半远洋沉积物 (泥 )粒径大于 5µm、 火山成因和浅海成因的碎屑大于 25% ;中值粒径大于 5µm (自生矿物 、 和远洋生物除外 )。(1)钙质泥 —— 0%① ; ;② 骸骨 0% 为有孔虫软泥 、 贝壳软泥等 。(2)陆源泥 —— 0% 。 石英质 、 长石质 、 云母质 。(3)火山泥 —— 0% 。 以火山灰 、 橙玄玻璃等为主 。3. 远洋和 (或 )半远洋沉积物① 白云石一腐泥岩旋回;② 黑色 (碳质 )粘土和泥一腐泥岩③ 硅化粘土岩和泥岩 — 硅岩;④ 石灰岩 。二、远洋生物软泥 (洋生物软泥是分布在远离大陆的开阔大洋盆地中的典型沉积物,其最重要的特点就是沉积速率非常低 (一般为 1— 10其组成主要是浮游生物的骨骸和介壳残屑 (大于 75% )。这些残骸或是钙质的 (颗石藻、有孔虫、翼足类等 ),或是硅质的 (放射虫、硅藻、硅鞭藻等 ),或者是二者的混合物。其它组分有极细粒的陆源物质 (主要是石英、长石和粘土 )、火山物质 (火山玻璃和火山灰 )、自生矿物 (磷灰石、重晶石、沸石、铁锰结核和包壳等 )以及偶见有星际物质。远洋生物软泥粒级大小主要决定于生物组分,构造特点一般是块状的, 各种遗迹化石常见, 不同组分的远洋生物软泥常可呈互层出现。三 、 远洋泥质软泥 (洋泥质软泥是在远洋软泥与远洋粘上之间的一个过渡相类型,含生物成因物质在 75%一 25%之间。它们也不同于纯半远洋沉积物,其组分主要为粘土而不是陆源硅质碎屑组分。它们主要分布在开阔大洋盆地,而不是大陆边缘。四 、 远洋粘土 (类沉积物中生物成因物质小于 25% , 陆源组分中粘土可达 60% 以上 。也就是现代海洋中的红色粘土 、 褐色粘土等深海粘土 , 这个相一般堆积在大洋盆地的最深部分 。它们是远洋和半远洋沉积物中沉积速率最低的 , 通常小于1但有时也可达到 7. 5洋粘土的主要成分是粘土 , 陆源石英和长石等极少 。 自生矿物有沸石和铁锰矿物 (针铁矿 、 显微结核等 )。 生物成因物质也非常稀少 。 火山物质主要是火山玻璃 。沉积物颗粒都非常细小 , 一般为粘土级或细粉砂级 , 分选较好 , 粒级范围很窄 。 远洋粘土通常氧化得很好 , 常被生物强烈扰动 。五、半远洋岩(远洋岩是大洋边缘最为典型的沉积物 。 它们与远洋岩最大的区别在于陆源物质供应较多 ,供应速率较快 。 半远洋岩的物质是含有 1% 一15% 生物成因砂屑的砂质粘土 。 分选不好 , 没有规则的粒级变化 。 陆源组分较多 , 随着远离大陆其含量逐渐减少 。生物化石主要是浮游类型与底栖类型的混合 。第六节 深海远洋各类沉积作用相互关系各类细粒岩相在深海中的分布不是随机的,而有一定的规律。主要表现在某种相类型只在某种沉积环境中具有一定的优势,它们相互之间与深水粗粒相之间常有某种共生关系。浊积岩相主要分布在活动大陆边缘的深海 、 半深海的洋盆中 。 在被动大陆边缘 , 浊积岩相尤为发育 , 细粒浊积岩相占有极大的比例 。 而在沿碰撞边缘的洋盆中 , 只有在小范围有浊积相发育 , 其中粗岩相所占比例更大一些 。 生物成因的浊积岩相主要分布在碳酸盐岩大陆坡 、 碳酸盐岩台地斜坡 、 礁前以及碳酸盐岩台间海槽中 。等深岩相的分布主要与温盐洋流系统有关 。 由于受地转力的影响 , 在北半球它们主要发育在大洋的西岸陆隆区 。远洋和半远洋岩相常与浊积岩相和等深岩相成互层 , 或为它们的背景岩相 。 在深海中 , 远洋和半远洋岩相占有绝对优势 。钙质远洋沉积相一般分布在较浅的洋脊 、 海台 、 海山的顶部 , 均在碳酸钙补偿深度线之上 。硅质远洋沉积相则在碳酸钙补偿深度线以下的较深部位 。它们在空间上集中在高纬度环极地地带 、 赤道带和大洋盆地东缘的上涌洋流带 (远洋粘土主要分布在大洋中心的最深部位 。半远洋沉积多分布在靠近大陆而又无大规模再沉积相(重力流沉积等 )的大洋盆地边缘带 。在围绕大陆边缘地带 (主要是在大陆坡和陆隆区 )浊岩相和等深岩相最为发育,但也有远洋沉积和半远洋沉积岩相与其共生 ,它们相互间构成 — 种有规律的相组合关系。 在典型的海底扇中,从粗粒相到细粒相呈向前延伸的同心状分布。 滑塌沉积多集中在陆坡上、上扇以及
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本文标题:沉积学原理 7 第七章 模式和事件沉积作用
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