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2-1第二讲 沉积相标志 (1)

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第二 沉积相 标志
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第二讲 沉积相标志第一节 沉积构造 沉积构造是指沉积物沉积时或沉积之后,由于物理作用、化学作用及生物作用形成的各种构造。在沉积物形成过程中及沉积物固结成岩之前形成的构造称为原生构造,如层理和层面构造等;固结成岩之后形成的构造称为次生构造,如缝合线等。原生沉积构造是沉积期介质与能量条件比较直接的反映,在古环境的重塑中具有重要作用。一、沉积构造的分类 对于沉积构造主要有两种分类方案,一种是构造形态分类,另一种是构造成因分类。我们采用构造形态结合成因分类,大类按成因划分,次一级分类按形态和分布划分。物理成因构造 化学成因构造 生物成因构造流动成因构造 同生变形构造 暴露成因构造1.层理构造 水平层理 平行层理 交错层理 波状层理 韵律层理 粒序层理 块状层理2.层面构造 波痕构造 剥离线理构造 侵蚀模-槽模3.其它 冲刷充填构造 侵蚀面构造 重荷模构造包卷构造砂球和砂枕构造碟状构造柱状构造滑塌构造 干裂 雨痕 冰雹痕 泡沫痕 流痕 结核缝合线碟锥晶体印痕成岩层理 生物遗迹构造沉积构造分类表  二、层面构造 沉积物表面由于流水、风、雨雪、生物等各种营力所形成的痕迹称为层面构造。常见有波痕、干裂、雨痕等。(一)波痕  波痕是流体在松散的颗粒沉积物表面形成的一种由脊和谷组成的波状起伏构造。其形态可以对称,也可以是不对称。 波痕按波脊的形态分为直脊形、弯曲状、链状、舌状和新月形五类。波痕要素: 波峰、波谷、波脊、波长(L)、波高(H)、波痕指数(L/H)、波痕不对称指数(l1/ 按成因分为流水的、浪成的和风成的三类。 1.流水波痕  流水波痕由单向水流造成。其形态不对称,迎流面缓,背流面陡。按规模通常又分为大型的与小型的两种类型.小型波痕的波长一般在4痕指数大于5,多数在8~15之间,型波痕的波脊形态主要有直线状,弯曲状和舌状三类,反映水动力条件依次由弱至强的变化。此外还有一种波脊呈网格状的菱形波痕,这种波痕是—种波脊呈鳞状形态的小型舌状波痕,形成于水深很浅(l~2流速很高的环境。 波脊形态直线状、弯曲状、舌状、新月状等;随流速增大,波脊形态平直 复杂,连续 断续;直脊 板状层理,曲脊 槽状层理。 2.浪成波痕  浪成波痕是由波浪的振荡运动形成的。浪成波痕的一个突出特征是波脊较为平直,浪成波痕通常按波脊的对称程度分为对称的与不对称的两类。  对称的浪成波痕,波脊尖锐、波谷圆滑,波长在0.9~2003痕指数为6~7。波痕内部具叠覆状人字形纹层或浪成沙纹交错层。3.干涉波痕与改造波痕  流水和波浪的同时作用,或先后作用,以及两组不同方向的流水或波浪的作用,均可造成方向不同的干涉波痕系列,如果水位变浅或沉积物露出水面,可以被改造成圆脊尖谷状或被削截变成平顶状。4.风成波痕风成波痕一般具有平行的顺直波脊,波痕形态不对称,波长2.5~25高0.5~1.0痕指数在10~70以上。一般认为风成波痕的波痕指数与粒度成反比,与风速成正比,不对称指数与粒度成正比,与风速成反比。 波浪—波浪干涉波痕菱形沙纹 浪成波痕波浪—波浪干涉波痕 波浪—水流干涉波痕双脊波痕风成撞击波痕 风成沙丘削顶波痕对称波痕(东柴山剖面,浪成波痕(红三旱一号剖面,波痕(东柴山剖面,削顶波痕和双峰波痕(东柴山剖面,(二)干裂(泥裂) 泥裂或干裂,是含水的泥质或灰泥沉积物由于干缩或压实所产生的收缩裂隙。在层面上呈不规则的多边形网状龟裂,在断面上呈尖端指向底部的泥裂被埋藏后,常为上覆沉积物充填,因此,在上覆沉积层底板上可形成凸脊状印模。当泥裂切穿泥质层时,其上下岩层的沉积物都可充填进去,因而出现顶底都具有泥裂印模的现象。泥裂的多边形块体凹面通常向上,也有向下的。在很干燥的条件下,泥裂块可以破碎成碎片,甚至被搬运、磨蚀,形成各种形态的泥砾,有时可聚集成透镜体。  绝大多数泥裂是因饱含水的沉积物露出水面干缩而成。如潮坪、海滩、泛滥平原、废弃河道、湖滨、盐沼等。常发生泥裂的岩石有泥岩、泥质灰岩,泥晶灰岩和白云岩等。 (三)雨痕和泡沫痕  雨痕是雨点滴在松软沉积物表面形成的小型冲击坑。形态呈圆形或为椭圆形,坑的边沿略高于一般表面,形象粗糙。  泡沫痕是泡沫状的水泡仔留在松软的泥质沉积物表面形成的半圆形浅坑,坑壁光滑,边沿没有隆起。泡沫痕一般成群出现,在一定范围内,大小相差很大。地层中保存的泡沫痕,主要是由浪花溅沫产生的,常见于间歇出露于地表的海滩,湖滨和潮坪沉积的层面。 (四)晶体印痕及假晶 在适宜的条件下,冰、石盐、石膏以及其它晶体可以在沉积物表面生长。倘若这些晶体后来因其它原因融化或溶解消失,则可留下原晶体的印痕。如果这些印痕为其它沉积物充填,即可形成晶体假象。  最常见的晶体印痕及假晶是石盐晶体。石盐晶体的出现,指示环境盐度较高,气侯干燥。石盐晶体印痕与假晶常见于盐湖、盐沼以及潮坪等环境的红色沉积中,通常和泥裂共生。 盐岩晶体印痕、雨痕、雹痕三、层理构造 沉积物沉积时岩石性质沿垂向变化而产生的层状构造。可通过矿物成分、颜色、粒度、形状、排列或填集方式的突变或渐变而显现出来。 细层:数毫米-数厘米; 组成层理的最小宏观单位。同一纹层在相同水动力条件下同时形成。 层系:相邻的许多在成分、结构、厚度、倾向、倾角诸方面相似的细层组成的细层系列,是在一段时间内相对稳定的水流条件下产生的层理特征。 层系组:由相邻的一系列相似的层系构成,各层系间无明显的间断,它是沉积条件和水动力状态基本相同的环境中形成的层理序列。 层:岩石成分基本一致 块状层—> 厚层— 中层— 薄层— 一)有关层理的术语(二)常见层理类型 1、水平层理  是指由细粒的泥质或粉砂质的水平纹层组成的板状水平层系。其中的纹层因成分和颜色的变化彼此交替,层面平行或近于平行。这种层理是在环境比较安静的条件下,悬浮物从水库中缓慢沉降而成的。 由薄的水平状泥质纹层系和粉砂质纹层系交替组成的复合层,一般称为韵律层理。其中泥质层与粉砂层的厚度变化于数毫米至数厘米之间。它们可以因潮汐作用、季节变化或者其它的原因造成。 潮汐韵律层理主要由1层在横向上延伸数十厘米至数米,层系界限不很平坦,但与泥质层的接触关系却是相当明显的。  季节变化产生的韵律层理很细,往往因颜色深浅交替显示。冰川纹泥也属于季节性的韵律层理,但是其中常常含有坠落石(平行层理形成于较安静环境,如河漫滩、泻湖、沼泽、海湾。 2、平行层理:细层以及细层与层系界面之间互相平行,但出现在粒度较粗的砂岩中,常伴有冲刷现象,它形成于急流、水浅的水流条件下。   平行层理是急流动态的产物,由于流水的推移与冲刷,平坦床砂上可以形成一系列深度相当于颗粒大小的平行流水的纵向沟脊(剥离线理)。如果沿层面将层理剥开,由于纹层间粘结强度的不均一,层面上常出现沿线理方向展布的不规则条带。 平行层理3、交错层理  交错层理是指细层与层系界面呈角度相交的层理。根据层系界面的形态可将交错层理分为三种类型。  A、板状交错层理:层系界面是彼此大致平行的平坦面。   B、楔状交错层理:二层系界面平坦,但不平行,层系因厚度变化呈楔状。  C、槽状交错层理:二层系下界面呈槽状或杓子状。  交错层理形态一般是根据顺流方向和垂直流水方向上显示的特征描述的。只有在这两种剖面上进行观察才能获得有价值的资料。通常在顺流剖面上观察细层的形态(直线状的还是弯曲状的)、细层与层系和厚度、细层的倾向和倾角。在垂直流向的剖面上观察槽状交错层理的槽深、槽宽以及侵蚀面特征等。在岩层面上,不同形态的交错层理具有不同的形迹。板状交错层理的迹呈直线状,槽状交错层理的迹呈曲线状。槽状交错层理的二分面方向代表流水方向。 (1)沙纹交错层理  沙纹交错层理属于小型交错层理,层系厚度一般小于3~5错层理的形态取决于沙纹的形态,直脊型沙纹可形成板状交错层系,弯曲状及舌状沙纹可形成槽状交错层系。沙纹交错层理是在水动力条件较弱的条件下形成的,它们多见于环境比较安静的浅水地区,也可见于水深很大的海底。 沙纹交错层理(2)板状交错层理  层系厚度可以从数厘米至层形态比较平直,倾角较陡,最大可达30成时的水动力条件较之沙丘成因的大型槽状交错层理要弱,为缓流动态的产物。主要形成于单向水流作用,如辫状可环境的横沙坝和纵沙坝背流面的沉积作用以及吉尔伯特型三角洲的前积作用等均可造成。 由砾岩显示出来的大型板状交错层理(西岔沟剖面,岔沟剖面,板状交错层理,三角洲平原(油砂山剖面,(3)槽状交错层理  槽状交错层理由一系列槽状形态的层系组成,每个槽状层系都是由与下伏的侵蚀冲刷槽的形态相应的上凹状弧形细层组成的。在垂直流向的剖面上,层系厚度一般为数厘米。在平行流向的剖面上,细层与下伏层系界面呈切线接触,最大倾角在25o~30o。大型槽状交错层理是沙丘迁移的结果。河流沉积物中常见之。 砂岩中的小型槽状交错层理 (东柴山剖面,槽状层理,沙纹层理,粉砂岩,浅湖滩坝(乌12井,21) (4)楔形层理  层系之间界面平坦,但互不平行,层系厚度变化明显呈楔状。层系间常彼此切割,纹层的倾向及倾角变化不定。常见于海湖浅水地带和三角洲地区。 楔形层理楔状交错层理,浅湖滩坝(东柴山剖面,(5)丘状交错层理  丘状交惜层的层系界面是一个平缓的波状侵蚀面,细层平行或近于平行,下界面起伏,倾角一般小于10o,倾向分散,波长大(数米),波高小(10~50  丘状交错层多见于正常浪基面以下、风暴浪基面以上的粗粉砂和细砂岩中,是一种风暴浪作用的产物(975)。如果丘状交错层出现在临滨,那么丘将被削蚀,只保存洼,这种层理称为洼槽交错层理。条带状、纹层状灰岩与砾屑灰岩韵律互层。密度流~碎屑流风暴流 丘状交错层理是由一些大的宽缓波状层系组成,外形上象隆起的圆丘状,向四周缓倾斜,丘高为20~50为1~5m;底部与下伏泥质层呈侵蚀接触,顶面有时可见到小型的浪成对称波痕;层系的底界面曾被侵蚀,细层平行于层系底界面,它们的倾向呈幅射状,倾角一般小于15°;在一个层系内,横向上有规则地变厚,因此,在垂直断面上它们象“扇形”,倾角有规则地减小;层系之间以低角度的截切浪成纹层分开。 砾屑灰岩席状体丘状交错层理凹状交错层理 水道水道(6)冲洗交错层理  这是一种低角度的交错层理。层系界面常平直,层系厚度较小(1~15m),细层较少(6~15个), 但伸延较远。各层系的细层均以低角度(一般<10o=向海方向倾斜,仅因倾角不同呈交错状(图2在单个细层内常具反粒序,底部可以富含重矿物。冲洗交错层理是海滩前滨环境的典型沉积构造,由波浪的冲流或回流作用而成。 冲洗交错层理 砂岩中的低角度冲洗交错层理 (东柴山剖面,(7)风成沙丘交错层理  风成交错层理是在沙丘迁移时砂沿沙丘滑动面崩落造成的大型交错层理。风成交错层理以其规模巨大,倾角较陡,倾向多变等特征引人注目。层系通常呈板状或楔状,层系厚度巨大(数米至数十米),细层延伸很远(一般在10倾角24o~34o。滨海沙丘因湿度较大交错层理可以有更大的倾角。 (8)上攀沙纹层理  上攀沙纹层理又称爬升沙纹层理。它们是由一系列波状起伏的沙纹状细层叠置而成的。  上攀沙纹层理是流水或波浪产生的沙纹侧向迁移并向上快速生长而成的叠覆状沙纹层理。如河流的洪泛平原,三角洲前缘末端等环境。  这是一类复合型层理,沙纹形态都有良好的保存。其中夹有泥质扁豆体的沙纹层称为压扁层理。泥质扁豆体主要保存在波谷,局部可以延展到波脊,但不连续。泥质层与沙纹层呈连续交替的层理称为波状层理。沙纹层在泥质沉积中呈不连续的透镜体分布的称为透镜状层理。  最有利于形成上述层理的环境是具有潮汐周期作用的潮坪。在三角洲、湖泊以及浅海陆棚环境也很常见。(9)压扁层理、波状层理和透镜状层理①压扁层理 压扁层理是在波谷及部分波脊上含有泥质条带的沙纹层理。在涨潮流和退潮流的活动期形成砂质沙纹,在平潮及停潮期形成泥质纹层。 ②波状层理 细层呈波状起伏,但其总方向相互平行,并平行于层系面。较强或较弱的水动力条件交替;砂泥均等,压扁层理和透镜状层理的过渡类型 ③透镜状层理 砂质小透镜体连续地且较有规律地包裹于泥质层中,砂岩透镜体内部又具有斜层理。它在潮汐沉积物中最常见。 10、粒序层理 粒序层理又叫递变层理,是无明显的细层界线,整个层理表现为粒度的变化,即由下至上粒度由粗到细逐渐递变。它是浊流的沉积特征。 韵律层,扇三角洲前缘(西岔沟剖面, 11、块状层理 岩层自下至上岩性均一,肉眼看不出其它内部层理构造,一般厚度大于沉积物快速堆积的产物。也可为生物扰动所致。 四、准同生变形构造  准同生变形构造是在沉积物形成之后,固结成岩之前形成的变形构造。这种构造是局部性的,仅限于未变形的沉积层间的一个沉积层的某一部分。引起变形构造的原因主要有:(1)重力滑塌作用。(2)液化作用。(3)沉积物的不均匀负荷。(4)流动施加于刚沉积的沉积物表面的剪切力等。 (一)滑塌构造  滑塌构造是指半固结或未固结的沉积物块体,因重力作用顺坡向下滑动所产生的褶皱、断裂以至角砾化构造。滑塌构造通常限于一定的层位,与上、下的岩层呈突变接触。滑塌构造通常是在重力作用下,沉积物沿斜坡滑动产生的。它要求的坡度较小,一般认为只要有1o~3此,可以作为缓坡的一种标志。 揉皱变形构造,三角洲平原(跃58井,1) (二)叠层石  叠层石主要是指由暗色的富藻纹层和浅色的贫纹层叠加而成的一种沉积构造。它们主要由兰绿藻的藻席周期性地捕捉、粘结沉积质点(通常为碳酸盐)而成)。藻席纯粹是一种形态单位,它是兰绿藻及球状兰绿藻等分泌胶状物的丝状体互相缠绕而成的匍匐状微生物群体。由于这种藻类没有钙质骨骼,细胞十分隐蔽,又称隐藻类。  叠层石主要分布于潮间带及浅水潮下带。干燥气候区的潮上带因为太干燥,很少有叠层石发育。叠层石形成时的水深很浅,最大水深不超过透光带(其下限为50m)。叠层石严格受生物和盐度的抑制。它们只有在没有食草动物或是在盐度很高,其它动物不能生存的情况下才有发育。晚前寒武纪缺乏食草动物,所以迭层很发育。显生宙以来,由于无脊椎动物,特别是以藻为食的动物大量发育,叠层石数量才大大减少。但是在气候干旱,盐度很高,不利于其它生物生长的局限水域内,叠层石也可以大量发育。
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