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2第二讲 沉积相标志_图文

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第二 沉积相 标志 图文
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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/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高 6痕指数大于 5,多数在 8~ 15之间,沉积物粒度中值小于 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~ 200高 23波痕指数为 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 ,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 — >层 — 中层 — 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 砂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 细层形态比较平直 ,倾角较陡 , 最大可达 30 形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 ,西岔沟剖面 ,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 ,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)碟状构造碟状构造是指砂岩和粉砂岩中一系列上凹的碟子状纹层构造(图 2碟的宽度通常在 1~ 50层的边向上翘起,也可向上包卷。碟状构造是在沉积物固结过程中,因超孔隙压力引起的孔隙水向上流动造成的,主要见于浊积岩及其它快速堆积的饱含孔隙水的砂及粉砂质沉积。(三)重荷模重荷模一般见于泥质层之上的砂岩底板 , 形态为圆丘状或不规则的瘤状突起 , 排列杂乱 , 大小不等 , 长度数毫米至数十厘米 , 高数毫米至十余厘米 。 在纵切面上丘状体陷入下伏泥质层中 , 泥质沉积部分呈舌状或火焰状挤入砂层 , 这种构造形态又称为火焰状构造 。一般认为负荷模是上覆于松软泥质沉积物之上的砂层不均匀负荷引起的。负荷构造可见于多种沉积环境,其中以浊积岩最为常见。 火焰构造 ( 碱 2井 ,2151m,岩中的火焰构造 (东柴山剖面 ,四)包卷层理包卷层理是一种具有尖脊阔谷的连续盘回褶曲构造 , 其中没有断开现象 。 这种构造常见于粉砂与细砂岩中 。包卷理的成因有下列几种:( 1)不均匀负荷。( 2)液化作用。( 3)流水的剪切作用。包卷层理常见于浊积岩、潮坪沉积和河流沉积。(五)球状与枕状构造这种构造常见于泥质层之上的砂层底部 , 砂层被分解为孤立的或断续连接的球状或枕状体 ( 图 2, 大小从数厘米至数米 , 内部可以具向上弯曲的纹层 。 下伏泥质层往往围绕球体和枕状体弯曲 。一般认为球状、枕状构造是因砂层的垂直沉陷产生。该构造虽不限于特定的环境,却可指示沉积单位的,快速沉积作用。(六)层内小褶皱及振动卷曲变形居住迹五、生物成因构造(一) 遗迹化石觅食迹停息迹爬行迹 强烈生物钻孔 ,扇三角洲平原(红 20井 ,3188m ,直钻孔 ,紫红色泥质粉砂岩 ,三角洲平原 (1井 ,21) 泥岩中的水平钻孔 (西岔沟剖面 ,油砂山剖面 ,水平管 (砂 33井 ,21) 生物扰动 , 三 角 洲 平 原 ( 跃 42井 ,21)通心粉管迹 通心粉管迹 ( 控制环境的主要因素是深度 , 因此 1967) 提出 , 可以将遗迹化石分为几个受深度控制的组合 , 并将之称为遗迹相 。海相沉积中的遗迹化石按深度划为四种遗迹相针迹 ) 相: 在海滩和潮坪极浅水环境中 , 因波浪 、潮汐作用强烈 , 温度与盐度变化大 , 沉积与侵浊作用迅速 , 所以护身就成了生物的首要问题 。 因此移动生物和一些固着的以悬浮物为食的生物挖掘各种深度较大的直立的潜穴保护自己 , 其形状可以从简单的至 据研究 , 这里的潜穴较之潮下浅海的要深三倍 。鲁兹迹)相: 分布在有波浪影响,但环境较滨海安定的浅海内缘,为各种倾斜的或近于水平的觅食坑或潜穴。动藻迹相 ) : 分布于浅海区较安静的环境 , 沉积物分选差 , 蠕虫动物中的环节动物可造成一套特殊的觅食潜穴 。沙蚕迹)相: 分布于稳定的半深海和深海区。这里以沉积物为食料的移动生物不再需要保护性潜穴,为了获取富含食料的沉积物,它们系统地改进觅食方法,产生了一系列痕迹形态复杂,而有秩序的几何图案。如网格状、螺旋状、蛇曲状等。这种遗迹相常见于浊积岩系。(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。 第二节 粒度分析碎屑沉积物的粒度大小和粒度分布是判断沉积物沉积时自然地理环境以及水动力条件的良好标志。概率累积曲线o 搬运介质的性质o 搬运介质的水动力强o 沉积底床坡度三角洲相粒度概率图0 . 0 1 . 0 2 . 0 3 . 0 4 . 00 . 0 0 10 . 0 10 . 115103050709095999 9 . 9Φ 值累积%临 1 0 - 1 3 2 2 4 . 8 1 0 - 1 3 2 2 4 . 6 2 0 1 . 0 2 . 0 3 . 0 4 . 0 5 . 00 . 00 . 11 . 01 0 . 05 0 . 09 0 . 09 9 . 09 9 . 92 3 3 2 . 5 5 672 3 3 2 . 7 5 3 4 . 1 4 0 1 . 0 2 . 0 3 . 0 4 . 00 . 0 0 10 . 0 10 . 115103050709095999 9 . 9Φ 值累积%临 1 0 - 1 3 2 0 2 . 7 2 3 - 1 0 7 2 3 5 0 . 7 9 0 1 . 0 2 . 0 3 . 0 4 . 00 . 00 . 00 . 11 . 05 . 01 0 . 03 0 . 05 0 . 07 0 . 09 0 . 09 5 . 09 9 . 09 9 . 9Φ 值累积%2 5 6 5 . 9 1 井2 5 7 3 . 5 6 0 1 4 6 1 . 8 4 0 1 0 1 Φ 值累积%1 4 7 4 . 4 7 01 4 9 6 . 5 5 0 1 . 0 2 . 0 3 . 0 4 . 00 . 0 00 . 0 10 . 1 01 . 0 05 . 0 01 0 . 0 03 0 . 0 05 0 . 0 07 0 . 0 09 0 . 0 09 5 . 0 09 9 . 0 09 9 . 9 0Φ 值累积%1 4 8 9 . 9 1 0禹 9 2 5 6 0 . 5 . 0 1 . 0 2 . 0 3 . 0 4 . 0 5 . 00 . 00 . 11 . 01 0 . 05 0 . 09 0 . 09 9 . 09 9 . 9Φ值累积%2 3 5 6 . 5 6 5 7 . 1 5 7田 5 - 7 2 9 5 0 . 5 0 1 . 0 2 . 0 3 . 0 4 . 0 5 . 00 . 00 . 11 . 01 0 . 05 0 . 09 0 . 09 9 . 09 9 . 92 3 5 5 . 4 7 672 3 7 1 . 6 8 石类型、矿物成分和地球化学特征一、岩石类型一般说来,岩石类型不能提供可靠的环境信息,然而某些特殊类型,如礁灰岩可以作为环境识别的重要标志,粒灰岩,叠层石灰岩和蒸发岩,等可以提供有关环境的能量,介质的物理化学条件及古气候等信息。对绝大数沉积岩来说,在相分析中应注意其在剖面上的共生组合和相变关系,只有将之与其它的环境标志综合折,才能得出较为可靠的结论。礁灰岩生物礁相 ,藻灰岩 ,呈柱状( 西岔沟剖面 ,物礁相 ,藻灰岩 ,呈柱状(东柴山剖面 ,湖生物礁相 ,藻灰岩 ,呈柱状(东柴山剖面, 州紫云石头寨生物礁核(二叠系长兴组)广西南丹大厂珊瑚礁(中泥盆统) 望谟芭赖礁灰岩(二叠系茅口组)二、矿物成分沉积岩中的矿物包括碎屑物与自生矿物 , 碎屑矿物反映母岩的性质 , 自生矿物可指示介质的物理化学条件 。 由于自生矿物受成岩作用影响 , 限制了它们在环境分析方面的作用 。 如果利用这些资料 , 必须剔除成岩作用的影响 。 常用的指相矿物有:(一)海绿石和鲕绿泥石海绿石和鲕绿泥石通常是海相沉积的标志。根据现代沉积的研究资料,海绿石主要产在沉积作用缓慢、有一定扰动强度、水温在 10℃ ~ 20℃ 、介质 ~ 8的弱还原环境的陆棚地区。水深可以从 10~2000m,其中在 30~20001972)。在我国东部海域,海绿石主要分布在北纬 30 利的水温为 14℃ ~ 20℃ ,非洲尼日尔三角洲的海绿石形成于 10℃ ~ 15℃ 。鲕绿泥石主要局限于热带的陆棚沉积区,水深一般不大于 60m,偶尔可达 50m。白云岩中椭圆状海绿石,罗 30井, × 200 砂岩中不规则粒状海绿石,车 482井, × 100砂岩中具长石假晶海绿石,纯 11井, × 200(二)粘土矿物粘土矿物是一种有争议的环境标志。粘土矿物在形成时对介质的 如 高岭石形成于酸性介质,蒙脱石形成于碱性介质 ,而且在古代沉积中还发现有从陆相沉积向海相沉积渐变的矿物序列,例如从高岭石一单热水云母一拜来石一蒙脱石似乎存在有逐渐过渡的趋势。然而问题并非如此简单,目前多数研究者认为,大部分粘土矿物是风化作用的产物,如果粘土矿物能在沉积过程中与介质的物理化学条件达到平衡,那么作为良好的环境标志是无疑问的。问题在于自然界是否普遍存在这种平衡。1958)认为,粘土矿物虽然具有通过离子交换与介质达到平衡的能力,但是这种平衡并不是经常可以达到的。例如根据 1968)的资料,现在海洋中的粘土分布,与相邻陆地的气候条件密切相关。绿泥石主要分布于高纬度的温带与极地海区,高岭石则是低纬度热带的产物,大多数的蒙脱石与火山作用有关,伊利石与中纬度的陆源物注入等等。因此许多沉积学者认为,把粘上矿物作为物源区气候条件的标志,较之用作介质的物理化学条件的指标更可靠一些。对于古代沉积来讲,粘上矿物的情况就更为复杂,现有的资料证明,在深埋藏的情况下,高岭石和蒙脱石都可转变为伊利石,而粘土矿物在成岩过程中的转变与改造又是一个正在探索的问题。这样一来就降低了它们作为环境标志的价值。不过,从古代沉积物的研究来看,高岭石粘土主要分布于陆相沉积,这可能是粘土中仅有的一种指相矿物( 1972)。粒间蠕虫状、六方板状 长石溶蚀孔内自生蠕虫状、六方板状高岭石蠕虫状六方板状书页状手风琴状扫描电镜下 伊 /蒙无序间层 形态特征粒表丝状、不规则网状(郑 366井, 规则网状(郑 370井, 1郑 418井, 18井, )含铁矿物含铁矿物对不同的氧化电位反映非常灵敏。例如,赤铁矿指示一种通气非常良好的氧化环境,硫化铁(黄铁矿和白铁矿)则指示还原的缺氧环境。在古代岩石中往往由于存在有铁质矿物碎屑颗粒和成岩变化,所以问题变得比较复杂。然而,在缺乏底栖动物化石和遗迹化石的细粒岩石中,若含丰富的黄铁矿,则无疑是缺氧条件的确切证据。相反,大量的赤铁矿则是氧化条件的标志。在济阳坳陷沙四上亚段和沙一下亚段显微镜薄片鉴定中均发现了胶磷矿。胶磷矿形态上多保存了动物骨骼的细微构造,部分呈现鲕状和碎屑状。胶磷矿是一种潮下浅海指相矿物 (彭世福, 1989;吴贤涛,2004),推测本区的胶磷矿是生物遗体中的磷质经风化作用,遭受海水影响,经海解作用而形成。左:鲕粒灰岩中的胶磷矿,单偏光;右:正交光(虎 15井, × 40 )泥晶灰岩中的胶磷矿,单偏光,× 100 (孤南 27, 泥岩中的碎屑状胶磷矿,单偏光, × 40(义 60井, (四)莱 110井 , 18井,风 3井, 3095m; 197井,阳坳陷古近系发育了几套比较特殊的暗色泥岩、页岩、砂岩、蒸发岩夹碳酸盐岩、油页岩沉积,常含有孔虫、介形虫、龙介虫及藻类等。主要的盐类矿物有石盐、硬石膏,次要的有杂卤石、天青石及钙芒硝等,缺少典型内陆湖相沉积物中常见的硫酸钠盐、硫酸钠镁盐矿物。( 五 ) 盐类矿物三、地球化学标志在古环境的研究中微量元素和同位素资料也是一种值得重视的信息 。目前主要用于指示古盐度与古温度 , 但方法并不成熟 。(一)微量元素利用泥岩中的微量元素与古盐度的关系,区分沉积物是淡水还是海水成因,已做过很多尝试,其中用得最多的是 r/ 1)硼( B)在海相和陆相地层中的含量差别明显。沉积物中的硼除陆源碎屑(电气石)带来外,主要是从海水中吸取的。现代海水中的硼为 淡水中一般不含硼,但是内陆盐湖中却具有很高的硼含量。沉积物中硼的含量与水体中硼的含量有关,也和水的盐度存在着函数关系。这就是硼含量作为古沉积环境指标的依据。通常,湖相沉积中硼的含量最低;海相沉积中的含量较高,一般约为 100更高;成盐泻湖中的含盐粘上含硼可达 1000 2) 据 人提出淡水沉积物中 ,而在海相沉积物中则大于 1,也有资料表明海相地层中 。但是从淡水相向海相过渡,沉积物中 外, 盐湖的 0一 50。( 3)化石中的微量元素 生物化石中的微量元素含量可以反映出水介质的盐度特征。如海相贝壳中硼含量高于淡水相贝壳,海相 35%;半咸水为 淡水贝壳为 <有人曾试图用贝壳的 值高标志着盆地的淡化。近来发现鱼化石中氟的含量也与沉积条件有关,如淡水鱼骨骼中F/ 外,生物化石中溴、氯的含量也有人用于古盐度的测定。在这里如何区别其它影响因素的干扰则是一个关键性的问题,如 二)同位素海水中氧的同位素 018和碳的同位素 积物中的自生矿物(碳酸钙、碳酸铁等)可以反映这种差别。 018/ 016的比值在海水中相当一致,淡水中则较低。在温带地区平均低 7‰ ,在高纬度区平均低 30‰ 。 δC 13也有类似的趋势。生物介壳能敏感地反映这一环境差别,如海相样品的平均 δC 13为 ~,淡水为 — ~ — 。用018/ 016测定古温度的方法是以中生代的箭石为材料的,但是由于成岩作用的影响,准确性很成问题。据 1965)的研究:海相黑色页岩、石灰岩的蒸发岩中的 < 2);海相灰绿色页岩中 2- 6);陆相页岩中 ﹥ 6)。孙镇城, 1997) 东营凹陷沙四上亚段盐岩中的溴含量和溴氯系数正常海水中溴含量约 60-70mg/海水蒸发浓缩时,结晶溴含量比晚期结晶的低;陆相咸化湖泊沉积石盐的溴含量及溴氯系数要比正常海相沉积石盐低得多。当盐类沉积物在成盐过程中受 次生溶解并重新结晶 或盐岩中存在的 硫酸盐矿物及其他杂质 等不是溴离子的载体时,都可能使溴和氯化物的绝对含量降低,但溴氯系数却保持不变。溴含量和溴氯系数实验编号 井位 样品岩性 m g / k g % 103/ 5249005 郝科 1 井 盐岩 科 1 井 盐岩 科 1 井 盐岩 风 3 井 盐岩 风 3 井 盐岩 风 3 井 盐岩 11 井 含膏盐质泥岩 8 井 膏质盐岩 8 井 盐岩 8 井 膏质盐岩 1 0 C 尕斯库勒湖 1 8 0 5 孔 0 . 2 1 ( 部分为 0) ~ 15 0 ~ 0 . 0 2 6马海盐湖 0 . 0 0 2 ~ 0 . 0 0 4大浪滩 4 0 2 孔 0 . 0 0 2 ~ 0 . 0 0 7察尔汗干盐滩 0 . 0 0 2 ~ 0 . 0 0 6正常海相沉积 60 ~ 大于 0 . 1 1项目含量矿区古近纪海水中δ 34S‰ 的变化范围为 15~ 24,而济阳坳陷沙四上亚段δ 34S ‰ 既有大于、也有小于,更有介于这个范围的值,说明该时期盐岩的成因与海相关。A n∈∈ 0 +2 0 +3 0 +4 0δ ‰34S/ 10 15 20 25 30 35δ34四下硫同位素锶同位素济阳坳陷锶同位素样品测试结果地质历史上,海水 8786任一时期全球海水的87861986),例如 渐新世 海水的 876084,而 始新世 海水 8786099( 1988)。河、湖水中锶与海水中锶由于来源物质不同,造成河、湖水的8786一下段 沙一下段 沙三中段 沙三中段 沙三下段 沙三下段 沙四上段 沙四上段 沙四上段 沙四上段 沙四下段渐新世海水范围始新世海水范围
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本文标题:2第二讲 沉积相标志_图文
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