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2地层的沉积相及沉积环境_图文

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地层的沉积相及沉积环境一、沉积相概念及相对比定律1、 沉积相 (相):能够反映沉积环境的岩石及古生物特征的综合。或者说,相是形成于特定古沉积环境的一套有规律的岩石和古生物特征的组合。2、 相变 :沉积相在横向或纵向上的变化。3、 岩相分析 :根据地层中岩性特征和生物特征等 ,推论其生成环境的方法称岩相分析。4、相对比定律 : 19世纪末期由德国学者瓦尔特( 1894)提出,“只有那些目前可以观察到是彼此毗邻的相和相区,才能原生的重叠在一起”。并进一步研究认为:岩相类型在时、空分布上存在着内在的联系。相对比定律又称瓦尔特定律。5、岩相分析的基本原则:将今论古--现代和地史时期所形成的物质记录有许多类似之处。二、沉积环境的判别标志沉积环境 ( 一个具有独特的 物理、化学和生物特征的自然地理单元相标志: 特定沉积环境内独特的物理、化学和生物作用,也就形成了其独特的沉积特征组合。我们把这些能反映沉积环境条件的沉积特征称为 相标志 。1、物理标志1).沉积物颜色一般来说,浅色的岩石含有机质低,多形成于浅水、动荡和氧化条件下,如海滩成因的砂岩。深水或静水和还原条件下多形成暗色岩石,如沼泽和深海沉积等。在岩石中具有含铁离子的矿物时,紫红色反映强氧化条件,如红层;暗绿色则反映相对还原的沉积环境。2).沉积物结构沉积物结构包括粒度、圆度、分选、定向性和支撑类型等。一般来说,粒度粗、圆度高、分选好、颗粒支撑的岩石反映能量较高的沉积条件。相反,粒度细、磨圆度低、分选差、杂基支撑的岩石形成于较低能的水体中。3)1)、层理标志层理是两个层面之间由于岩石的性质在垂直层面方向上,由成分、颜色、结构的变化所显示的层状构造。常见的层理有水平纹理(层理)、交错层理、平行层理、递变层理和块状层理等。斜层理交错层理斜层理水平层理 :常见于湖泊中心、牛轭湖、泻湖、潮坪至次深海、深海环境中。平行层理: 常见于河流边滩、海滩等环境中,在深海浊流沉积的特定部位也可出现。交错层理 :交错层理是最常见的层理类型之一。它们由一系列与层理面斜交的内部纹层所组成,反映介质能量较强的环境,主要出现在碎屑岩中,碳酸盐岩内也可见到。可由水或风形成;常见于滨岸浅水地带、河流、三角洲或沙漠环境中,但在不同的环境中常具不同的形态特征。如河流环境, 因水定向流动而形成单向板状或槽状交错层理。 海滨地区 砂浪的迁移造成大型板状和槽状交错层理。 滨岸带 由于潮汐作用,海水往复流动,形成特有的鱼骨状交错层理。 海滩环境 的冲洗层理则以低倾角 (30。 )、砂粒分选好、磨圆度高。递变层理: 由重力流形成。以突发性高速流动的浊流为例,首先沉积的浊流头部富集大而重的颗粒,流速也大,然后浊流的本体部和尾部相继依次沉积,导致形成一个自下而上沉积物颗粒由粗变细的单一岩层,也称粒序层。粒序层是鲍马层序的重要组成部分,其下界常是突变的,有时具冲刷构造。块状层理: 这种层理可有不同成因,也可产生在各种不同粒级的沉积物中。有时沉积物迅速沉积,来不及分选,导致在相当厚的沉积岩层中不显示任何层状构造。在平静的水体中,悬浮物迅速堆积,可形成块状泥岩。有时由于大量底栖生物的扰动,原生层理遭到破坏,也可形成具有块状层理的泥灰岩、粉砂岩等。(2)、层面构造与暴露标志层面构造 --指出现在沉积岩层面上的构造,有时与沉积物同时形成,如波痕 — 对称和不对称波痕。暴露标志 --指形成于沉积作用之后,并能指示沉积物曾暴露于地表的层面构造。如动物的爬痕,足迹,泥裂,雨痕 (雹痕 )等。更明显的区域性暴露标志是古风化壳,在不同的气候带具有明显不同的识别标志。虫迹孔龙脚印干裂 干裂暴露标志华北 痕波痕波痕 --暴露标志风化壳-- 暴露标志波痕的形成: b、 d、 物门类及其生态组合的环境意义(古生物标志)A、不同的生物门类生活于不同的自然环境之中。因此,可以依据一些特有的生物种类及其保存特征来鉴别其生存环境。如:珊瑚、腕足、菊石、三叶虫等都生活在海洋环境;陆生植物和淡水软体动物等生活在大陆环境。B、还可以根据某些生物判断海水的盐度及古气候。如:广盐度生物,狭盐度生物,喜暖生物,陆生生物,特征生物群及生物遗迹化石等 ,还可以根据某些生物判断其生活的水体深度。C、还可以根据生物化石在地层中保存的完整程度来判断水动力的强弱和搬运的远近。狭盐度生物, 如珊瑚、菊石、腕足类等。广盐度生物, 如某些腹足、双壳类等。有些生物对气候敏感,只能生活在特定的气候区 (带 )如造礁的珊瑚、多数藻类、海绵及层孔虫等属于喜暖生物,一般只生活在水温>200热带浅水海域;而某些小型单体珊瑚、厚壳的腕足和双壳类等,则见于高纬度冷温水区。现代陆地上的棕榈、樟树等常绿阔叶林,不显年轮,是热带气候的指示性植物;松柏和银杏等落叶林分布于温带区,其年轮清晰,表明季节性明显。在含氧丰富和透光良好、海水深达 0栖生物丰富,可有大量底栖的有孔虫、三叶虫、腕足类、灰质海绵、层孔虫和块状珊瑚等。100有很多苔藓虫、具铰纲腕足类。硅质海绵、枝状苔藓虫等则生活在 200、岩矿标志岩屑 可用以解释母岩的性质 , 追踪陆源区 。 粗大的岩屑一般反映地势高峻的古陆剥蚀区距沉积区较近 。 石英 含量较高 、 分选较好的沉积层 , 一般为远源区的沉积 , 纯净的石英砂岩则是海滩反复冲洗的标志 。 长石 易风化 、 分解 , 一般在于旱和寒冷气候带或地形高差大的近源地区才能大量保存 。 石榴子 石硬度大 ( 但易风化 , 仅在冰川成因重矿物中富集 。 黄铁矿 的出现往往反映缺氧还原的沉积条件 。大规模、稳定的 碳酸盐岩 一般出现在温暖的滨浅海; 海绿石、鲡绿泥石、磷块岩 主要形成于陆棚浅海环境。 冰碛和冰川纹泥 显示了冰期的寒冷气候; 煤、赤铁矿、铝土矿 的大面积沉积则反映潮湿气候; 石膏和各种盐类 的形成则表明气候干旱; 鲕粒结构 代表海浪强烈搅动的高能环境, 富含有机质和黄铁矿微晶的炭质、硅质、泥质岩类, 则形成于深水或滞流还原海盆. 纯净的石英砂岩形成于浅水高能条件 (如海滩环境 ).• 具单向斜层理的砂岩 沉积物多由粗砂、中砂组成,分选磨圆好,层理向一个方向倾斜,倾斜方向指示了水流方向,是河流环境特有的沉积特征。富含陆生生物组合的页岩 岩石成份为粘土质(有时为硅藻土),水平纹层发育,富含淡水双壳类、鱼、叶肢介、昆虫和蛙类化石,并见植物茎、叶化石,保存比较完整。淡水生物组合说明为陆相水体的沉积环境,化石保存很好,甚至一些细微的结构也保存下来,指示为静水环境。而沉积物细且具水平纹层,也指示水体平静,并且搬运距离远。一般应为潮湿气候条件下浅水湖区的较深部分至深水湖区(湖泊中心地带)的沉积。• 含植物化石的黑色页岩 岩石的颜色为黑色,粒度细,为粘土质,含有丰富的植物化石。植物化石的大量保存说明当时气候温暖、潮湿、植物生长茂盛。埋藏后,经过了脱水作用,保存下炭质,导致岩石呈黑色。细粒沉积物反映地形平坦,搬运距离较远。因此含植物化石的黑色页岩代表了温暖潮湿气候条件下的平原沼泽沉积。竹叶状灰岩 岩石具扁长的碳酸盐质砾石,砾石从纵剖面观察类似竹叶,磨圆较好,有的竹叶状砾石表层可氧化成黄色或褐色。不定向排列或略具定向,钙质胶结。竹叶状灰岩的成因,一般认为是由于先沉积的碳酸钙在尚未固结或刚刚固结的情况下,由于风暴浪的影响而被击碎,并由波浪冲击磨圆(因不坚硬,很容易被磨圆),随后又被新沉积的碳酸钙胶结成岩,具同生砾岩的性质。砾石表面的褐黄色晕圈通常反映这些砾石曾一度暴露水面经受氧化,表面的 氧化成 呈现褐黄色,它反映了海水浅且能量高的滨岸环境。• 具石盐假晶的紫红色粉砂岩或粉砂质泥岩 岩石呈紫红色、红色,成分为粉砂或粘土,在层面上可见立方体状石盐假晶。石盐的形成和干旱的气候有密切关系。干旱气候条件下由于水分大量蒸发、水体中含盐度不断增加,当含盐度达到饱和时石盐就结晶出来。岩石中所见石盐假晶多数为孤立零星而分散的晶体,推测当时形成石盐时不是整个海盆干涸结晶的,只发生在一些浅水区段。石盐晶体长成之后被沉积物覆盖,又由于海水含盐度的降低而溶解,留下的孔隙被粘土质成分充填,从而保存了石盐的晶体形态,故称石盐假晶。岩石主要为细粒沉积物,说明当时地势平坦,代表干旱气候条件下滨海或滨湖地带的沉积。通常根据这套岩石及其上下地层中所含化石来判断其环境。如果含有海相化石则可能为滨海沉积,如含陆相湖泊生物组合,则应为滨湖沉积。• 鲕状赤铁矿 岩石为铁红色,基本成份为赤铁矿( 具鲕状结构,鲕粒直径 时可见其中含有生物化石碎片。鲕状赤铁矿代表温热潮湿气候条件下,铁可呈胶体存在于酸性水中(水体含有腐植酸而呈酸性),然后被河流带到海滩,亚浅海地带,在水体动荡的条件下,以砂粒或骨屑粒为核心凝聚沉淀。推测它代表了湿热潮湿气候条件下动荡的亚浅海高能环境。含三叶虫碎片的鲕状灰岩 灰岩中具有不同含量的鲕粒,粒径 1。伴生有较多的三叶虫碎片。当温暖的海盆中碳酸钙含量达到过饱和时,波浪一旦搅起海底的砂粒和生物屑,碳酸钙就会围绕着它们呈同心状凝聚而沉积,并形成鲕状结构,三叶虫碎片也是波浪冲击的结果。代表了温暖动荡的浅海高能环境。礁灰岩 岩石主体由造礁生物组成。生物含量一般占 50%以上,造礁生物有珊瑚,层孔虫,藻及钙质海绵,还有一些喜礁和附礁生物与灰泥一起充填于造礁生物的孔隙中。造礁生物一般都生活在水温 20℃ 左右的热带清澈正常浅海中,水深不超过 60— 70m,而以 30礁灰岩反映了热带温暖清澈的浅海环境。• 底面具印模或槽模的砂岩 和泥岩呈韵律互层,每个韵律层厚度不大,十几厘米至几十厘米。砂岩基质含量较高,可见明显或不太明显的包马序列,泥岩中可见浮游生物化石(如笔石等)。代表典型的浊流(重力流)沉积。含笔石的黑色页岩 岩石黑色,粘土质,常见不清晰的水平层理,含丰富的笔石化石,偶见黄铁矿晶粒。在一些受阻隔的海盆或海湾环境里,由于水循环受到限制,水流不畅而滞流,或者在较深的海环境中,由于底部缺氧而造成还原环境,底栖生物不能生存,但有浮游的笔石落入其中而被保存下来。同时还原环境中的硫化氢与铁化合生成黄铁矿微粒,致使岩石的颜色变为黑色;水流不畅或水体较深,水能量低,水体平静,形成水平层理或纹层,沉积物也很细,故含笔石的黑色页岩代表深水或水流不畅环境下的缺氧还原沉积。含游泳型菊石的硅质、泥质岩 黑褐、褐红、灰黑色薄层至中层铁锰质硅质岩,硅质泥岩、灰黑色薄层泥灰岩及含炭钙质页岩,水平层理,产菊石类及其它浮游生物化石,未见底栖生物化石。岩石中只保存游泳的菊石类,不见底栖生物,水平层理发育,代表较深水低能环境。• 岩相的识别标志或依据• 生物化石 在岩相分析中,主要根据各类生物的生态特征、生存环境、埋藏和保存情况、生物群面貌和生物组合等来推断当时的沉积环境。例如植物化石多指示陆地环境,有年轮的乔木代表温带气候,无年轮则代表热带气候;淡水鱼类、昆虫类、蚌类、介形虫、叶肢介和两栖类的生物组合反映了湖生生物特征,代表当时为温暖、潮湿或半潮湿气候下的湖泊环境;腕足类、珊瑚类、三叶虫则指示浅海环境。化石保存得完整表明水体平静、原地埋藏;化石破碎则反映水动力条件动荡,或经搬运,异地埋藏。• 特殊的新生矿物 新生矿物通常是在一定的地形、气候、水化学条件下形成的,不是从异地搬运来的。例如:海绿石多形成于海水深度 150一 200状赤铁矿主要产于水体动荡、水深 35— 40映炎热、潮湿的气候条件。• 沉积物的岩性特征 主要指其成分、结构和构造,各类岩石的形成是受一定的自然地理条件和沉积环境控制的。例如具水平层理的泥岩反映静水环境;鲕状灰岩反映浅而动荡的水体;泥裂是浅水区 (滨海和滨湖等地 )形成的一种暴露构造;交错层理反映一种动荡的水体 (风成交错层理例外 )。• 一般在进行岩相分析时,若无特殊新生矿物存在,应首先考虑生物特征,因为生物对环境的专属性很强。如群体珊瑚通常生活在温暖、清澈的浅海环境里,而滞流、静水环境仅有浮游生物生存于表层水中。相反,沉积岩岩石类别对环境的专属性就不那么强,如砂岩在河流、湖泊、滨海、三角洲、浅海等各种环境中都可以形成。三、沉积环境与沉积相类型以海平面为标志,可以将地表沉积环境分成三大类型: 海平面以上为大陆环境,海平面以下为海洋环境,介于海陆之间的过渡地带为过渡环境 。1、 大陆环境的沉积相类型特点是:地形复杂,地质作用多样,沉积介质影响显著(水、冰川和风等介质)受气候分带的影响也明显。因此,各地区沉积特征及陆生生物(尤其是植物)的生态特征及地理分布均存在明显的差异,故而造成了沉积作用和沉积物类型的多样性和复杂性。各种沉积环境冰川环境 河流环境海滩三角洲湖泊沙漠沙丘冲积扇泻湖大陆架海地扇潮坪障壁岛 浅海环境生物礁 深海环境1.冰川沉积在大陆冰川地区,被冰川刨蚀裹携的碎屑物质在搬运过程中或在冰融区堆积下来成为冰积层,其砾石多呈棱角状,大小混杂,表面多具擦痕。在冰积层之上或沿横向追索可出现具层理构造的冰湖或冰海等冰水沉积。当冰川直接流入海中,浮冰所携带的碎屑可在远岸带因浮冰融化而下落,这样,各种大小的碎屑无规律地分布于细粒海洋沉积物中。有时还可见到由细粒围岩组成的水平层理被压弯而呈“落石”特征,这种沉积物称冰海砾泥沉积。冰碛相沉积特点: 无分选或分选极差,粘土、粉砂、砂砾和巨大漂砾堆积在一起。碎屑通常没有磨圆现象。砾石表面有冰擦痕。无层理,无生物。在冰川湖中可堆积有纹层状泥。2.河流沉积河流是陆地环境中重要的地质营力之一,各种类型的河流沉积广布于现代地表和古代地层中。河流可分为平原河流和山间河流。山间河流河道较直、流速大、切割深,主要保存河床粗碎屑沉积。山间河流在出山口常形成各种以粗碎屑为主的冲积扇。 其沉积物多呈紫红色,块状构造,无化石或含脊椎动物骨骼碎块 。冲积扇的相模式(1)扇头(扇根)扇头的沉积物主要为泥石流沉积和河道充填沉积。位于冲积扇的尚有一侧,沉积坡角最大,有单一的或 2分选极差的,无组构的混杂砾岩或具叠瓦状的砾岩、砂砾岩组成。无层理,块状构造,筛积物或砾石之间为粘土、粉砂和砂等基质所充填。 有时有不典型的平行层理、大型板状交错层理、递变层理。(2) 扇中位于冲积扇的中部,是扇的主体。坡度较平缓,发育辫状河道。由砂、含砾砂和砾组成。常见筛积物,与扇根相比,砂增多。砾石呈叠瓦状排列,交错层理较发育(平行层理、板状交错层理、槽状交错层理、逆行沙丘交错层理。河道冲刷 扇根相比,分选性相对较好,但仍属于分选差。(3)扇端(扇缘)在冲积扇的趾部,地形较平缓。由砂和含砾砂组成,夹粉砂和粘土。局部可见膏盐层。分选性好。可见平行层理、板状交错层理和冲刷 粒中可见块状层理、水平层理、变形构造和暴露构造。图 6克萨斯州范霍恩湿地冲积扇沉积的三种相组合 (前寒武系 )A. 扇头相 ,巨砾直径可达 1m,主要为砾石;B. 扇中相 ,砾岩和交错层理含砾砂岩互层;C. 扇端相 ,主要是具板状、槽状交错层理的砂岩1 巨砾岩和薄层砂岩互层;4极粗粒砂岩,具交错层理河流的类型 :按位置分为: 上游 、 中游 、 下游 ;按河道的数量及其弯曲程度分为:平直河 、 曲流河 、 辫状河 、 网状河 。平原区河流流速低,河谷宽,河曲发育 (图 7主要有河道、沙坝和泛滥平原沉积。 河道沉积 底部为砾石层,其中砾石常具定向排列,为河底滞留沉积,整体呈透镜状分布,与下伏沉积层冲刷侵蚀接触。向上逐渐过渡为具大型板状或槽状交错层理的点沙坝沉积,以岩屑或长石石英杂砂岩为主。再向上渐变为小型交错层理和水平层理,颗粒粒度变细,一般缺乏生物化石,偶具脊椎动物骨骼或树干碎块。天然堤以细砂至粉砂岩为主,发育小型槽状交错层理及水平层理。泛滥平原沉积以粉砂质和泥质为主,发育均质层理或水平层理、泥裂和雨痕。洪水冲溢天然堤形成的决口扇沉积,以粉砂岩为主,小型波纹交错层理发育,常见生物逃逸迹。当蛇曲发展促使河流改道,就会形成废弃河道和牛轭湖。牛轭湖最终被淤塞形成泥炭沼泽沉积,呈透镜状夹于河流沉积序列中。3.湖泊沉积湖泊是陆地上的半封闭水体,其沉积物分布广泛,常形成重要的沉积矿产。湖泊中主要水动力为波浪和湖流。大型湖泊潮汐作用明显,从滨湖到深湖,随湖水深度增加,水动力逐渐减弱,因此沉积物由滨湖经浅湖到深湖粒度逐渐变细,层理类型从交错层理逐渐变为水平层理,平面上呈同心的环带状分布。当有河流进入时,河流人湖处形成小型三角洲。二、海陆过渡环境沉积相海陆过渡环境位于陆地和海洋的过渡地带,它既受海洋的影响,也受陆地上地质营力 (如河流作用 )的影响,一般指三角洲环境。环境条件: 含盐度不正常,受到河流、波浪、潮汐的共同影响。生物: 大陆和海洋的生物群混生,生物群分异度较低,而丰度较高,以丰富的广盐度的生物如双壳类和腹足类繁盛为特征。沉积物: 除大量发育由河流携带的陆源碎屑沉积物外,有时也因水体咸化而形成一些化学沉积。沉积构造: 水流、波浪形成的沉积构造共生(潮汐弱)。地质记录: 河流携带大量陆源沉积物在入海处沉积,沉积速度快,可形成厚度巨大的三角洲沉积体系。三角洲是携带大量碎屑物质的河流在人海处因流速减缓而堆积形成的大型扇状沉积体。其形态和结构可因受河流、波浪、潮汐及岸流的改造巾发生变化。典型的以河流作用为主形成的三角洲在平面上呈鸟足状,由陆向海分为 三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲三部分 (图 7— 3)。1.三角洲平原是三角洲的陆上部分,它与河流的分界是从河流大量分叉处开始。包括 分支流河道、天然堤、决口扇、沼泽、湖泊和分支间湾 等。其中最 主要的是分支流河道砂沉积与沼泽的泥炭或褐煤沉积 。二者的共生是三角洲平原沉积的典型特征。三角洲平原的主体,大量泥砂都是通过分支流河道搬运至三角洲前缘的河口处沉积下来的。分支流河道本身的沉积具有一般河道沉积的特征,即以砂质沉积为主,向上逐渐变细,槽状、板状、波状交错层理,底界与下伏岩层常呈侵蚀接触。于分支流河道的两旁。由洪水期携带泥砂漫出淤积而成。以粉砂和粉砂质粘土为主。水平层理和波状交错层理。水和河流冲破天然堤,在外侧更为发育。交错层理砂岩,呈透镜状沙体夹在分支间湾细粒粉砂质、泥质和沼泽沉积物之间。三角洲平原的 90%。表面接近于平均高潮面,是一个周期性被水淹没的低洼地区,水体为淡水或半咸水,弱还原或还原环境。沼泽中植物繁茂,多为芦苇等草本植物。岩性为暗色有机质泥岩、泥炭或褐煤沉积。块状层理和水平层理。支流河道之间较低洼地区,常与海域连通(外侧)。泥岩为主,夹粉砂岩、细砂岩。水平层理,生物扰动构造,偶见海相化石。当三角洲向海方推进时,在分支流间湾地区可形成泥岩楔(比沼泽的地貌低,靠海一侧)。2.三角洲前缘是三角洲的水下为主的部分,位于分支流河道的前端 (河口部位 )。是三角洲最活跃的沉积中心,是三角洲的主体。从河流带来的砂、泥沉积物在河口与海洋结合部位迅速地沉积。由于受到河流、波浪和潮汐的反复作用,砂泥经冲刷、簸扬和再分布,形成分选较好、质较纯的砂质沉积集中带,构成了良好的储集层。A. 分支流河口沙坝沉积:泥砂在河口处沉积,砂和粉砂组成,分选较好,质较纯净。楔状交错层理和水平层理,水流波痕和浪成波痕等。B. 远沙坝沉积:位于河口沙坝前面,沉积物较河口沙坝细,粉砂、粘土。水平层理为主,亦有波状交错层理和脉状 — 透镜状复合层理。C. 前缘席状砂沉积:位于远沙坝前面 (浪基面与平均低潮线之间的高能带 ),由河口沙坝和远沙坝进一步经海水冲刷,使之再行分布于其侧翼,薄而面积大的砂层。分选好,质较纯净,平行层理、大型交错层理 , 可成为极好的储集层。三角洲前缘分为:分支流河口沙坝、远沙坝、前缘席状沙、水下分支流河道和水下堤等。3.前三角洲是三角洲体系中分布最广、沉积最厚的地区。其海底地貌为一平缓的斜坡。主要由暗灰色粘土(富含有机质,其沉积速度和埋藏速度较快,有利于有机质转化为油气,是为良好的生油层)和粉砂质粘土组成。主要为水平层理、块状层理、生物扰动构造,含广盐度的化石,如介形虫、双壳类等。接近浅海的沉积特征。三角洲沉积体系在平面上由陆地向海方为三角洲平原 (三角洲的陆上部分,分支河流和沼泽为主 )→ 三角洲前缘 (三角洲的水下部分,河口沙坝和远沙坝为主 )→ 前三角洲 (厚层泥质沉积 )。它们在平面上大致呈环带状分布。沉积物和生物特征:从三角洲平原到前三角洲其粒度由粗变细;植屑和陆上生物化石减少,而海相生物化石增多;多种类型的交错层理变为较单一的水平层理。• 沉积体由相互连接的三部分组成。• ( 1)、三角洲平原(顶积层):是三角洲的陆上部分。包括分支河道砂质沉积和泛滥平原上的粉砂、粘土和泥炭沉积,陆生生物化石丰富;• ( 2)、三角洲前缘(前积层):水平面以下,三角洲向海推进的前坡 ,以砂和粉砂为主;常发育大型交错层理,有时具浪成波痕;远离河口处形成席状砂体,以粉砂为主并出现水平层理,可含植物碎片和海(湖)生物碎片。• ( 3)、前三角洲(底积层):位于三角洲前缘向海(湖)的方向上。以粉砂和粘土为主,多具水平层理或块状层理,海(湖)生生物增多,有机质丰富。三角洲平原:较粗粒分支流河道沉积和细粒沼泽沉积(有粗有细)三角洲前缘:沙和粉沙沉积(粗为主)前三角洲:泥(细为主)三角洲沉积实例沉积相与沉积体系分析实例:鄂尔多斯盆地延长组。沉积相与沉积体系分析实例:鄂尔多斯盆地延长组。三、海洋环境沉积相类型现代海洋约占地球表面积的 71%,在地史时期海相地层分布广泛,因此是地史沉积学分析的主要对象。根据海水深度和海底地形,海洋环境可分为 滨海 (浪基面以上 )、 浅海 (浪基面至 200称陆棚或陆架 )、 次深海 (一般为 200~ 1 000括大陆斜坡和陆隆 )和 深海 (水深大于 1 000m,深海平原 )几个带。海岸带(滨海带): 位于高潮线到正常浪基面之间,深度一般在20动力条件,水化学状况以及海底地形地貌都十分复杂。以河流作用为主的地段,形成三角洲,以潮汐和波浪作用为主,则形成沙坝,海滩沙及障壁坝。浅海带: 正常浪基面到 200m。浅海带位于陆棚区(大陆架)下部 (主体 )。浅海带底部地形平坦(不超过 4° )。浅海通常波浪和海流作用不强(低能条件),沉积颗粒细小,主要为粉砂、粘土、灰泥沉积。在有河流、潮流、风暴流和浊流等活动的地区,可形成砂质沉积。半深海带 : 200达 3400处于大陆斜坡区(坡度较陡( 4° )。斜坡上常有深切的海底峡谷,形成峡谷和海山相间的海底地貌特征。该带沉积物较细(深海黏土),发育浊流和滑塌堆积时可形成粗粒沉积物。深海带: 深度大于 2000m(可大于 2000比较平坦,属大洋盆地。沉积物多为深海粘土或深海软泥。在大陆斜坡的坡角附近,常有海底扇(或者海沟)的粗碎屑沉积发育。滨海区又称海岸带。受波浪、潮汐、岸流作用的影响强烈,海岸地形分异大,同时也是沉积作用最活跃和最复杂的地区。以波浪作用为主的滨海地区形成海滩沉积,以潮汐作用为主的地区形成宽阔的潮坪沉积,在两者过渡的情况下则形成障壁砂坝一泻湖沉积体系。1.陆源碎屑滨浅海沉积陆源碎屑海滩沉积以纯净石英砂岩为主,粒度向海变细,成分成熟度和结构成熟度均较高。在高波能区以物理沉积构造为主,如平行层理,低角度板状、楔状交错层理和冲洗交错层理。而中一低能区则交替发育物理和生物成因的沉积构造。生物化石多为碎片,零星或透镜状分布。潮坪沉积环境可以分为潮上带 (平均高潮线以上 )、潮间带 (平均高潮线与平均低潮线之间 )和潮下带 (浪基面至平均低潮线之问 )。低潮线附近为潮坪环境中的高能带,因此以砂质沉积为主。向陆或向海沉积物粒度逐渐变细,以粉砂和泥质为主。潮汐成因的交错层理,如透镜状层理和压扁层理常见。由于涨潮和退潮潮流的作用,在潮问带至潮下带常发育向陆方向分枝的潮沟 (潮汐通道 )。潮沟侧向迁移可以形成砂和粉砂交替的侧向加积层理。在障壁砂坝和泻湖沉积体系中 (图 7— 4),障壁砂坝以砂质沉积为主,发育大型板状、槽状交错层理、平行层理,在其入潮口两侧形成扇状的涨潮三角洲和退潮三角洲。障壁砂坝之后 (向陆一侧 )为泻湖沉积环境,沉积物以泥岩为主,发育水平层理或均质层理。随与外海的连通状况及古气候背景的不同,水体盐度可以咸化或淡化,因此生物组合多为广盐度特点。浪基面以下的浅海陆棚沉积环境,水体相对较为平静,含氧正常,盐度稳定,因此底栖生物化石丰富且保存完好,沉积物多为砂泥质互层。但该区有时可受到风暴流、潮流和洋流的影响。受潮流控制的浅海防棚主要出现于大潮差 (3~ 4 m)的半封闭海。潮流作用形成与潮流方向平行的潮砂脊。潮砂脊以砂岩为主,砂粒圆度高,分选好,具双向交错层理,沉积序列为向上变粗。受风暴作用控制的陆架主要发育在低纬度 (5)地区。典型的风暴岩序列由三部分组成:下部为滞留的砾石或生物介壳层,底为冲刷面或渠模;中部为具丘状层理或浪成层理的砂质和生物碎屑沉积,为风暴浪作用形成;上部为泥质沉积,泥岩中生物潜穴发育,生物扰动强烈。2.浅水碳酸盐沉积碳酸岩潮坪根据其形成古气候背景的不同可以分为两种。在于旱炎热的气候条件下,如现代的波斯湾地区,称萨勃哈沉积。由于雨量少、蒸发量大,沉积物中含大量的自生蒸发盐类矿物,如石膏、硬石膏和石盐。硬石膏等结核层中可发育特殊的网状结构或盘肠状构造。自生蒸发盐类矿物的沉淀提高了地下水中的镁、钙离子比值、引起广泛的白云岩化作用。如果在沉积过程中发生淡水淋滤,则蒸发岩将被溶解而形成塌陷角砾岩 (图 7— 5)。在气候温暖潮湿的地区,潮下带往往为粗粒生物碎屑灰岩,向陆粒度变细,逐渐被藻纹层灰岩和白云岩所取代,常见鸟眼构造和干裂等暴露标志。生物礁是浅水碳酸盐沉积中一种特殊的沉积体,它既可以发育在沿岸形成岸礁,也可出现在陆棚上形成障壁礁 (或堡礁 )。生物礁以骨架岩、粘结岩和障积岩为主。古生代造礁生物以四射珊瑚、海绵、古杯、苔藓虫、层孔虫为主,中生代以后主要为六射珊瑚和厚壳蛤等。生物礁的形成不但为其后侧 (向陆方向 )和前侧 (向海方向 )提供了大量的碳酸盐沉积物,而且直接影响着周围水体的能量、含氧量、温度、含盐度以及生物的发育,因此礁后往往形成顶部相对平缓的浅水碳酸盐台地,发育对环境耐性较强的生物群。礁前则形成礁前角砾岩。陆棚碳酸盐沉积环境内除发育有与陆源碎屑沉积环境相对应的风暴沉积外,主要为含生物碎屑灰岩和泥晶灰岩及其与泥灰岩和页岩的互层,具正常海相生物群组合,生物潜穴、结核状或瘤状构造常见,生物扰动作用强烈。3.次深海、深海沉积次深海和深海沉积环境中主要有远洋、半远洋背景沉积和海洋重力流事件沉积两种。现代深海沉积主要为褐色粘土、抱球虫软泥和放射虫软泥等组成。地史中远洋、半远洋沉积则为含远洋浮游生物,如笔石、三叶虫的泥质页岩和放射虫硅质岩等。对现代深海沉积物的深入研究发现,洋流作用也可在远洋盆地中形成各种砂体,砂体中发育波痕、小型交错层理等流动构造。海底重力流沉积主要发育于大陆边缘。重力流作用形成的碎屑流和浊流沉积在空间上形成海底扇沉积体系。浊积岩是海底扇沉积的主体,经典的浊积岩由完整的鲍马序列五部分组成 (图 7此外重力流沉积还包括岩崩作用形成的碎屑堆,滑移和滑塌形成的变形程度不等的异地堆积岩块和沉积物。地史学中常把巨厚的由深海浊积岩及其他重力流沉积组成的综合体称为复理石沉积。鲍马序列的结构特征:5,块状层理段( 块状泥岩,为浊流之后的悬浮沉积。可含深水有孔虫化石和遗迹化石。4,水平层理段( 粉砂岩和粉砂质泥岩,水平层理。3,交错层理段( 粉砂岩,水流波痕层理、波状交错层理、变形层理、爬升波痕层理。2,平行层理段( 中、细粒砂岩,平行层理,沿层理面有时可见剥离线理。有时 ,递变层理段( 砂岩和含砾砂岩;递变层理或块状层理。底部含砾石,底面上有槽铸型、沟铸型构造,与下伏为冲刷侵蚀接触。复理石( 积地史上常把厚度巨大的由深海浊积岩和其它沉积岩类型组成的 综合体称为复理石( 积 (下图)。巢湖平顶山下三叠统复理石沉积四、地层形成的沉积作用一、纵、横向堆积作用和生物筑积作用1.纵向堆积作用纵向堆积作用是指沉积物在水体中自上而下降落,依次沉积在沉积盆地底部的沉积作用。由于水体中呈悬浮状的沉积物像“雨滴”一样自由降落,因此可以形象地称之为“沉积物雨”。这种在“沉积物雨”降落过程中形成的地层型式即为所谓“千层糕式”的地层模型。“千层糕式”的地层,是指地层逐层地水平叠覆而成的岩层组合。纵向堆积作用形成的地层具以下特征:沉积地层的时间界面一般是水平或近于水平的,它与岩性界面是平行或基本平行的。现代沉积学研究表明,“沉积物雨”式的纵向堆积作用主要发生在悬浮沉积的条件下,比较典型的如深湖悬浮沉积、远洋悬浮沉积、火山灰沉积等。因此,纵向堆积作用的发生范围是很有限的。在这些沉积环境和这些沉积作用下,上述传统地层学的原理是适合的,但在非纵向堆积作用的情况下,这些原理的应用就要受到限制。2.横向堆积作用横向堆积作用是沉积地层形成的主要作用方式,它是由 978)提出的一个重要的地层学概念。横向堆积作用指沉积物的颗粒在介质搬运过程中沿水平方向位移,当介质能量衰减时沉积下来。由于横向堆积作用类似于推土机的推土作用,因此可以形象地称之为“推土机式”的沉积作用。比较典型的如 曲流河河道 侧向迁移形成的侧向加积作用,河流作用为主的三角洲与海滩、障壁砂坝的进积作用以及滨岸沉积的退积作用等。在曲流河的发展过程中,河道受侧向侵蚀作用的影响向凹岸迁移,并在凸岸沉积。逐渐形成凸岸点砂坝向凹岸方向迁移。与此同时,河流的天然堤、洪泛平原等也随之迁移。因此形成的沉积物的时问界面是倾斜的,与沉积物的岩性界面有一定角度。河流作用为主的三角洲、海滩和障壁砂坝具有相似的进积作用过程。以 障壁砂坝 为例,在障壁砂坝向海推进的过程中,沉积物颖粒沿着倾斜的沉积表面沉积。在前滨和临滨部位,沉积物以中、粗粒沉积为主,而在远滨部位主要为粘土和细粒沉积。因此也造成时间界面和岩性界面的不一致。从更大范围上讲,海平面的变化、沉积基底的构造升降、沉积物陆源的供给多少、砂泥比例等都能引起相对海平面变化,从而造成海平面向大陆方向侵进 (海进 )或海平面向海洋方向退却(海退 )。与之对应,海进过程中地层形成向大陆方向的上超 (超覆 ),在海退过程中地层向海洋方向的退却或下超(退覆 )。从而造成大区域的地层时间界面和岩性界面的不一致。3.生物的筑积作用生物筑积作用 是生物礁型的沉积地层形成的一种特殊方式。它是指造架生物原地筑积而形成地层的作用方式。由于原地生物首先形成生物格架,之后才充填填隙物,类似于现代建筑中的钢筋混凝土结构,因此可形象称之为“钢筋水泥式”堆积作用。生物筑积作用所形成的地层一般呈丘状隆起,岩层多具块状构造,这是由于生物生长的向阳性和生物筑积速率快所决定的。生物筑积作用主要受 海平面变化、生物礁的生长速率 (表现为生物礁体顶面的水深 )、沉积基底的构造沉降 及三者的相互关系 (表现为相对海平面变化 )控制。在 相对海平面下降 过程中,生物礁为了维持正常生长必保持适当的水深,因此生物礁必然向深水地区迁移,形成生物礁成因的地层侧向加积。 在相对海平面稳定 阶段,生物礁为了维持生存,也必然向深水地区迁移形成侧向加积。上述两种情况形成的岩性界面和时间界面都是不一致的。在第三种情况下, 相对海平面持续而逐渐上升 ,生物礁为了维持自身生存,必然向上生长,从而形成垂向加积。此时.地层的岩性界面和时间界面基本上是一致的。综上所述,在垂向加积的情况下,生物筑积作用所形成的地层基本上符合传统的地层学原理。而在侧向加积的情况下,所形成的地层则与传统地层学原理不相符合,而与地层的穿时性普遍存在原理相符。二、旋回沉积作用和非旋回沉积作用地层垂向上的规律组合和变化,即地层的旋回性是现代理论地层学及应用地层学研究的一个重要方面。这种旋回性在不同时间、空间尺度上均有表现,但本章主要讨论的是露头尺度上的岩层的旋回性。地层的旋回性是由地层的旋回沉积作用形成的。所谓旋回沉积作用 ,是指在一定的沉积环境中由于环境单元的变迁,或在一定的沉积作用过程中由于作用方式的变化导致地层的沉积单元规律重复的沉积作用。不同的旋回沉积作用形成不同的旋回沉积序列。相反,不能够形成这种规律重复的沉积作用是 非旋回沉积作用 。控制地层旋回沉积作用的因素主要是沉积盆地内的环境因素 (如沉积环境中环境单元的变化所造成的环境水动力条件、物理化学条件、生物条件的变化 ),也包括沉积盆地的背景因素,如海平面变化、沉积物的物源性质、盆地基底的构造活动及古气候等。它们也是通过沉积基准面 (海平面、湖平面等 )的变化去影响沉积作用的。根据旋回沉积作用的形成机理,可以将旋回沉积作用划分为不同的类型。一是由沉积体自身作用为主的旋回沉积作用,典型的如生物筑积作用。由于生物的向阳性和生物的快速生长作用,生物体可以在原地增殖形成各种不同的生物筑积体 (典型的如生物礁、生物丘等 )。当生物筑积的速率和海平面升降速率不均衡时,就会造成不利于生物生长的环境变化而使生物筑积体向侧向迁移,从而形成生物筑积体地层单元的旋回性变化,即旋回沉积序列。 当生物筑积速率大于海平面上升速率时 ,生物筑积体会出现向深水区的侧向加积,生物筑积体表现为向上变浅的旋固沉积序列。 当生物筑积速率小于海平面上升速率时 ,生物筑积体会向浅水区迁移,造成向上变深的旋回沉积序列。二是在沉积背景相对稳定的条件下,由于沉积盆地内环境单元的变迁形成的旋回沉积作用。典型的如曲流河:潮道的侧向加积作用,三角洲、海滩、障壁砂坝、潮坪的迸积作用等。如前所述,在曲流河侧向加积过程中,由于环境单元的侧向迁移,使沉积单元也随之侧向迁移,从而造成向上变细的旋回沉积序列。潮道的侧向加积作用与曲流河相同,也形成向上变细的旋回沉积序列。三角洲、海滩、障壁砂坝及潮坪在向海推进的过程中,由于近岸的环境单元向海推进,浅水沉积覆于向海一侧的深水沉积之上,从而形成向上变浅的旋回沉积序列。三是由于突发性的事件形成的旋回沉积作用,如浊流作用形成的鲍马序列。它并不是由于环境单元的变化形成的,而是由于沉积作用方式的变化形成的。在浊流沉积的过程中,早期为典型的重力流作用,所以形成具递变层理的砂岩段 (,随着浊流沉积作用方式的变化,牵引流作用的加入,逐渐形成 B~ 是由于沉积背景因素的影响,造成相对海平面的升降变化,从而引起海进或者海退,形成地层的旋回性变化。这种相对海平面的升降变化,一方面可以形成旋
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