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第二章大陆碎屑沉积

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地质 储层 沉积 地化 层序地层
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第二章 大陆碎屑沉积第一节 冲积扇沉积第二节 河流沉积第三节 湖泊沉积第四节 沙漠沉积第五节 冰川沉积第一节 冲积扇沉积一、概 述二、冲积扇的沉积类型及亚相划分三、冲积扇的类型四、冲积扇的鉴定标志一、概 述冲积扇是一种自山口顺坡呈放射状的河流形成的扇形堆积物 。 多数是由许多扇体互相衔接起来形成巨大的冲积扇体系 。在陆相沉积中 ,冲积扇是粒度最粗 、 分选最差的近源沉积单位 述 冲积扇的演变和沉积物的特点明显地受气候、物源和构造条件的控制 冲积扇是一个扇状的楔形堆积体。通常将扇其划分为扇根、扇中和扇端三个部分  冲积扇的堆积和保存需要长期相对沉降的构造条件 古冲积扇体系中往往赋存有丰富的资源。常见有 黄金、外生铀矿床、煤田、石油和天然气二、冲积扇的沉积类型及亚相划分积类型 (1)河道沉积 沉积物组成,粒度粗,分选也差。成层性不好,可见交错层理。常具明显的切割 )漫流沉积 可含有少量粘土和粉砂 。常呈块状 , 亦可出现交错层理或细的纹层 。 形成席状或片状沉积体(3)筛状沉积 在冲积扇的表层便堆积了舌状砾石层 。扇体表层的砾石层就称为筛状沉积 。 筛状沉积主要由次棱角状的粗大砾石组成 , 分选较好 ,其间充填物较少 (4)泥石流沉积 就形成了密度大 、 粘度高 、 呈可塑性状态的流体 , 称为泥石流 。大量碎屑物质在泥石流中呈块状整体搬运 ,在扇体上堆积后 , 形成泥石流沉积 。  泥石流经常发育在扇体的上部 。 其最大特点是砾 、 砂 、 泥混杂 , 分选极差 。 层理一般不发育 。 粘度大的泥石流 , 其粗粒碎屑分布均匀 ,呈块状层理构造 , 粘度不大者可具粒序层理 , 扁平状砾石呈水平或叠瓦状排列 。 (1)扇根:也称为扇头或扇首,分布于邻近断崖处的冲积扇顶部地带,其特征是沉积坡度角最大。主要为河床充填沉积及泥石流沉积( 2) 扇中:位于冲积扇的中部 , 以沉积坡度角较小和辫状河道发育为特征 。 以辫状分支河道和漫流沉积为主 , 砂岩 、砾状砂岩为主 。 可见平行层理和交错层理 , 河道冲刷 (3)扇端:也称扇缘,出现于冲积扇的趾部,地形平缓,沉积坡度角低,沉积类型以漫流沉积为主,沉积物较细,通常由砂岩夹粉砂岩、粘土岩组成,可见平行层理、交错层理、冲刷 、冲积扇的类型湿扇主要受河流作用的控制,泥石流作用相对较弱。在潮湿扇上,砾岩与砂岩的成熟度较高,煤和根土岩较发育。)粗大砾石主要集中于扇根部分 , 且多为碎屑支撑的块状层 , 砾石磨圆较好 , 叠瓦状排列常见 。 岩体呈透镜状或原始水平层叠覆 , 偶而夹有平行层或交错层砂砾岩透镜体 。(2)扇中主要为砂岩、砂砾岩和砾岩的互层。河道砂岩、砂砾岩具滞留沉积,槽状和板状交错层发育,砾石坝具平行层理及前积型交错层。(3)扇端部分主要为辫状河道砂岩,槽状和板状交错层发育,砾石坝具平行层理及前积型交错层。扇端部分主要为辫状河道砂岩,槽状及板状交错发育,局部见有平行层理和沙纹交错层。积物多呈红色。扇体由泥石流沉积、筛状沉积、河道沉积和漫流沉积组成。(1)扇根主要为泥石流成因的杂乱砾岩和碎屑支撑的槽洪砾岩与筛状沉积。沉积物分选通常较差底部具侵蚀面,分选相对较好,可以有大型交错层和叠瓦状砾石组构。(2)扇中主要由砂岩与砾岩的互层组成,砂岩与砾岩之比增大。分选较好的河成交错层砂岩及砂砾岩透镜体增多,冲刷 (3)扇端以砂质沉积为主,常夹泥质和粉砂层。泥岩具干裂,缺乏植物化石。四、冲积扇的 鉴定标志 构、构造、颜色、化石 列特征及沉积相组合几何形态 几何形态特征与盆地的构造演化和经受的作用营力有关 。 (1)盆地下沉幅度大 , 扇体推进慢 , 沉积厚度大 , 形态呈楔状体; 盆地下沉幅度小 , 扇体推进快 , 沉积厚度小 , 呈分布广泛的席状 。 (2)碎屑流发育的扇体多呈厚的楔状体,河流作用强的扇体则以席状形态为特征。第二节 河流沉积一、河流的分类二、曲流河体系三、辫状河体系四、富泥的低弯度河体系一、河流的分类一、河流的分类( 1) 按照河流搬运的沉积载荷类型 、 河道的几何形态和沉积类型 , 将平原河流分为 :( a) 富砂 (推移载荷 )的低弯度河( b) 富泥 (悬移载荷 )的低弯度河( c) 混合载荷的曲流河 ( 2) 复合的河道形态 :( a) 交织河是指被泛滥平原分成若干条彼此分隔而又会合的持久河道系统 , 其中各条支流可以有不同的弯曲度( b)分支河则是因原始河道快速加积淤塞、分支而成的黄河长江黄河(录象)二、 河道凹岸遭受侵蚀 , 在凸岸发生堆积 , 形成曲流沙坝 。 在河道强烈弯曲的地段 ,河流在洪水期可因截弯取直或决口发生改道 , 使部分老河道废弃 。1)河道沉积 (2)河漫滩沉积(1)河道沉积① 滞留沉积 石、植物干和泥砾等粗颗粒滞留其上②曲流沙坝沉积 常沉积大型槽状交错层的中 们构成沙坝的下部单位。在远离主流线的沙坝较高部位,水深变浅,沉积物粒度变细,主要形成小型交错层的细砂。造成特征的向上变细的沉积序列③废弃河道沉积 可因曲流颈部截直突然废弃。河道口淤塞变成牛轭湖。,主要是一套很厚的泥质沉积物,通常称为泥质塞。牛轭湖沉积的纹理发育,富含植物残骸(2)河漫滩沉积  河漫滩沉积又称河道间,包括冲积平原上除了河道以外的广大地区。主要是由溢岸洪水引起的垂向加积单元。 河漫滩可以分为天然堤、决口扇和泛滥盆地三个沉积单元。 天然堤和决口扇沉积分布于河道边缘,沉积物略粗,统称为河道边缘相 。① 天然堤沉积 主要为砂 、 粉砂和泥质沉积物构成的薄互层 。 其中砂及粉砂层具有小型交错层和平行层理;泥质层具水平层理 ,② 决口扇沉积 常含大量植物碎片及泥砾 。 有小 沙纹层理 、 流水波痕 、 粒序层 、 平行层理等③泛滥盆地及泛滥平原沉积 滥盆地沉积 含植物化石和根迹。泛滥平原沉积 河道间地区的所有溢岸沉积物 . 主要为细砂、粉砂和粘土。小型交错层及平行层理常见。富含植物碎片、干裂等(3)河道砂体的形态 曲流河是一种河漫滩沉积比较发育的高弯度河流体系,将形成一系列曲流带为细粒的河漫滩沉积包围的条带状河道砂岩透镜体 河道砂岩的横剖面形态呈上平下突的透镜状 基底冲刷面起伏明显 河道砂岩在等岩性图上呈串珠状的条带三、辫状河体系积环境 辫状河由一系列宽而浅的河道 辫状河有河床滞留沉积,出现在河床底部,以砂砾沉积为主 其上发育河道沙坝 河漫滩沉积不发育  河道沙坝沉积物一般较粗,成分复杂,成熟度较低,该沉积层序的最底部为河床滞留沉积,以含泥砾的粗砂岩和砾质砂岩为主,与下伏层呈侵蚀冲刷接触 ( 其上为不清晰的大型槽状交错层理含砾粗砂岩 (A)、具清楚槽状交错层理的粗砂岩 (B)及板状交错层理砂岩 (C) 再向上主要由小型板块状交错层理砂岩 (D)组成,偶见大型水道冲刷充填交错层理砂岩 (E) 顶部由垂向加积的波状交错层理粉砂岩和泥岩互层 (F)及一些具模糊不清的、角度平缓的交错层理的砂岩 (G)组成辩状河四、富泥的低弯度河体系境特征 富泥的低弯度河主要分布于地形平坦的滨岸平原 , 河流的河道狭窄 河流以垂向侵蚀为主 , 基底呈强烈的起伏状 河道横剖面一般为对称或近于对称的曲线状 河道宽 /深比一般小于 10 河道常为交织状或网状 。 河道被泛滥平原分隔 ,河道间常发育有沼泽和小型湖泊 , 植物茂盛 ,排水不畅  河道基底冲刷面起伏强烈,常具滞留沉积物 顺直河道的下部砂质单位以大型槽状交错层砂为特征,向上或逐渐递变为粉砂、泥质沉积,或者突然与废弃河道成因的泥质塞接触 富泥的低弯度河道砂体形态呈伸长状的狭窄条带,横剖面为对称或近于对称的上平下凸的透镜体 具有十分发育的河漫滩及沼泽沉积,常夹煤线或煤层,植物化石及根迹发育 砂 /泥比大大小于 1。河道砂体呈分支状或交织状锒嵌于漫滩的泥质沉积之中,古流向分散•交织河流指的是 天然堤和湿地( 成的洪泛平原分隔开的,具有细粒沉积物 (粉砂和泥 )稳定堤岸、低坡降、深而窄、顺直到弯曲的相互联系在一起的许多河道所形成的网状水系。(1)河道沉积  主要为砂和砾组成的深而狭窄的条带状沉积 。 底部具有明显的侵蚀面 , 周围被湿地环境的细粒沉积物所包围 。 在平原区以砂质河道沉积为主 , 底部也可有薄的砾石层;在山区则主要发育砾质河道 。 河道充填的砂层具板状交错层理 , 为多层向上变细的层序 。 (2)天然堤沉积  发育在河道沉积的两侧 , 一般厚数米 , 宽数十米至数千米 。沉积物由纹层状细砂和粉砂薄层组成 , 偶夹有机质透镜体 。 (3)决口扇沉积  砂质决口扇沉积在网状河流体系中极为普遍 , 通常是细砂及粗粉砂组成的叶状沙席 , 扇底部为纹层状粗粉砂和细砂 , 再上为一向上变粗的厚层序 , 具流水波痕和少量高角度交错层理的中粒砂及细砾沉积物 。 上部扇沉积物粒度变细为溢岸泥质沉积 , 其上植被繁茂 。  (4)泛滥湖泊沉积  在湿地环境普遍发育有大小不等的浅水湖泊次环境 。主要为纹层状粉砂质粘土 , 但常因生物的扰动纹层完全破坏 。  (5)沼泽沉积 沼泽沉积多为生物扰动的泥质沉积物 , 有时由薄纹层有机质和碎屑泥沉积 (粉砂质泥和泥质粉砂 )所组成 ,含有大量水生植物群 。   一般为泥炭层 , 厚度多变 , 分布面积广泛 , 可达数十平方千米 。  交织河流的分支河道间的湿地长期发育的沼泽和泥炭沼泽可以形成巨厚的煤层。交织河流晚期的废弃河道和河道间浅湖均可演变为沼泽环境,也是很好的聚煤场所。如陕甘宁盆地上三叠统延长组上部的煤系地层就产出于交织河沉积中。不同类型河流的沉积特征对常年河流搬运的推移载荷和悬移载荷的比率与河道横剖面和平面形态 (以宽/深比和弯曲度表示 )之间的基本关系的经验观察,将河道分为 推移载荷型、混合载荷型和悬移载荷型三类 。就每一种河道类型来说,其侵蚀特征、沉积类型、弯曲度范围以及在河道周围沉积的悬移载荷的比值等都有明显的一致性。虽然 定量参数也难于应用于古代沉积,但是各种参数的定性关系经过改造,将之归纳为 河道充填组分、河道几何形态、内部构造和侧向关系 等几项参数后,可以作为鉴别古河道体系的判据。河流沉积体系主要由河道沉积与河漫滩沉积彼此镶嵌而成 。 其中河道相是其最特征的组分 ,并构成了河流沉积体系的骨架 。 因此识别河道沉积就成了对河流沉积体系进行解释和制图的关键 。陕北的上三叠统延长组自北而南依次发育有富砂的低弯度河一混合载荷的曲流河一富泥的低弯度河连续演变的河流沉积体系系列。主要沉积特征可简要归纳如下:1、 辫状河沉积以河道砂岩为主 , 河漫滩沉积不发育 。 整个剖面中 , 河道砂与漫滩沉积之比通常大于 1, 最高可达 4以上 。 道沉积的突出特征为:(1)主要为中 — 粗粒砂岩 。(2)具河道坝序列 , 但是在剖面上常常是不完整旋回反复叠置的巨厚层 , 最大厚度逾百米 。(3)垂向上粒序性较差 , 自然电位曲线形态多为箱状 。(4)砂体呈宽阔的板状 , 宽/厚比大 。 多河道充填的砂岩在侧向上彼此连接成席状 。(5)砂体基底冲刷面比较平坦,厚度在区域上变化小。2、 曲流河沉积曲流河沉积具有较发育的河漫滩沉积 , 在整个相序中砂/泥比近于 1。 河道沉积特征为:(1)主要由中一细粒砂岩组成 。(2)具曲流沙坝序列 。 在剖面上可以是完整的序列 , 也可以是不完整旋回叠置成的厚砂体 。 砂体厚度 — 般在 10— 30m。(3)正粒序发育 , 自然电位曲线多呈钟状 。(4)砂体横剖面为上平下凸的透镜体 , 四周为细粒的河漫滩沉积包围 , 砂厚图呈不规则的串珠状条带 。(5)砂岩基底冲刷面起伏明显,最大起伏可达 3— 4m。3、 富泥的低弯度河沉积富泥型低变度河的河道砂岩的百分数较低 , 但河漫滩的细粒沉积却十分发育 , 其中常夹煤线及煤层 。 砂/泥比通常大大小于 1, 一般为 1/ 2或 2/ 3。 河道砂体具体的特征主要为:(1)主要为细粒砂岩 , 局部为中 — 细粒砂岩 。(2)砂体具边滩沙坝序列或河道充填序列 , 序列上部常见泥质塞 。(3)垂向上正粒序明显或模糊 , 自然电位曲线呈钟状或块状 。(4)砂体呈上平下凸的透镜体 , 横剖面形态比较对称 , 规模较小 , 厚度一般在 5— 12m, 宽度小于 300m, 宽/厚比小于 20。砂厚图等值线呈狭窄的条带状或豆荚状 。(5)基底冲刷面起伏强烈。五 、 河流沉积的主要鉴别标志1 岩石类型及其组合2 结构3 沉积构造4 生物化石5 沉积层序6 砂体形态1. 岩石类型及其组合河流沉积发育的岩石类型以碎屑岩为主 , 次为粘土岩 , 碳酸盐岩极少出现;在碎屑岩中 , 又以砂岩和粉砂岩为主 , 砾岩多出现在山区河流和平原河流的河床沉积中 。碎屑岩的物质成分杂 , 它与源区以及河流流域的基岩成分有关 。 一般不稳定组分高 , 成熟度低 。 砾岩多为复成分的 , 砂岩以长石砂岩 、 岩屑砂岩为主 , 个别也出现石英砂岩 , 泥质胶结者居多 , 间或有钙 、 铁质胶结者 。大多数河流的水介质是弱氧化的,并几乎是中性至弱酸性的,故河流相沉积中不出现海绿石,菱铁矿等二价铁矿物也常见。粘土矿物以高岭右较多,伊莉石较少。2 结构河流体系碎屑沉积物以砂、粉砂为主,分选差至中等,分选系数一般大于 1。粒度频率曲线常为双峰,粒度概率曲线显示明显的两段型,且以跳跃总体为特征,其分布范围为 跃总体与悬浮总体之间的截点在2. 75— 3. 5Ф之间,悬浮总体的含量为2~ 30%,通常缺乏滚动总体,如果有,也比 1Ф粗。河流的水流属牵引流,故河流相沉积在牵引流综合 图上呈 有较发育的 沉积构造河流相层理发育,类型繁多,但以大型板状和大型槽状交错层理为特征。一般有半数以上的层具交错层理。细层倾斜方向指向砂体延伸方向,倾角15~30o,由下至上层系及细层的厚度变薄,粒度变细,细层具粒度正韵律,层系厚度很少超过 1m,一般为 30河流沉积的剖面上,大型板状、槽状交错层理发育在下部,小型者发育在上部,波状层理发育在剖面顶部。河流沉积中常见流水不对称波痕.也可见砾石的叠瓦状排列,扁平面向上游倾斜,倾角约为10·一 30。河流沉积的最底部常具明显的侵蚀、切割及冲刷构造,并常含泥砾及下伏层的砾石。4 生物化石河流体系生物化石二般保存不好,通常较难见到动物化石及较完整的植物化石,所见者常是 破碎的植物枝、干、叶 等。河床亚相典型的指相化石为硅化木,它是植物的干或茎在开放系统条件下硅化而成。河漫沼泽沉积中可见炭化植物屑袁完整的植物化石,它们多是在封闭缺氧条件下保存下来的。在时代较新的河流地层中可见到脊椎动物化石。在沉积剖面上,自下而上表现为下粗上细间断性正韵律或正旋回,每个旋回底部发育有明显的底冲刷现象。典型的河流沉积剖面应具有完整的河流沉积层序,即具有完整的 “ 二元结构 ” ,从下而上由河床滞留沉积开始,向上依次出现点砂坝或河道砂坝以及泛滥平原沉积。6 砂体形态河流砂体的平面上多呈弯曲的长条状、带状、树枝状等。在横切河流的剖面上,呈上平下凸的透镜状或板状嵌于四周河漫泥质机积之中,如辫状河心滩砂体和曲流河边滩砂体,总是呈透镜状成群出现,交错叠置,四周为泥质沉积所包围,显示河道的多次往复迁移。第三节 湖泊沉积一、概念二、湖泊的主要特征及分类三、碎屑湖泊的沉积相五、盐湖相带划分及其特点一、概念 湖泊 念 形成巨厚的碎屑沉积,膏盐和岩盐等化学沉积 湖盆沉积在剖面上往往是一个向上变粗、变浅的序列 水动力条件也往往是从边缘向湖泊中心逐渐演变的  湖泊沉积为石油与天然气生成与储集的一种重要类型 与湖泊沉积相关的煤、粘土及盐类矿床也是具有重大价值的资源二、湖泊的主要特征及分类    ( 1) 随着深度的增加 , 温度将逐渐降低 , 当达到某一深度时 , 水温降低很快 , 这个水温突然变化的水层称为 温跃层 ( 2) 在温跃层以下 , 水体较冷 , 密度较大并处于停滞状态 , 人们通常把该层称为 下部滞水层 ( 3) 温跃层以上为水体运动活跃 、 混合良好的暖水层 , 一般称为  湖泊潮汐作用很弱 湖浪的大小与湖泊的规模和风的吹程有关 。 在较浅的湖区 , 风暴浪改造近岸沉积 ,( 1) 在温暖潮湿气候区的淡水湖中 , 生物的繁殖率很高 。 当这些生物死亡后沉积于湖底 ,可使湖底的游离氧消耗贻尽 , 造成无氧带 。 这种湖泊 营养湖泊 , 其沉积物主要为黑色的富含硫化物的有机质组成的腐殖泥 ( 2) 如果生物繁殖率低 , 或者水体保持良好的氧化条件 , 那么水体中因含游离氧较多 , 只能沉积黄灰色的含植物和藻类的软泥 。 软泥中可以见到底栖动物化石 。 这种湖泊称为 贫营养的湖泊4. 湖泊的分类 (1)按湖水盐度将湖泊分为淡水湖、咸水湖和盐湖。 盐度< 称为淡水湖,盐度> 称为盐湖,介于二者之间的称为咸水湖  (2)按湖泊的沉积物类型分为以 陆源碎屑沉积为主的碎屑沉积型湖泊和以蒸发岩为主的化学沉积型湖泊  (3)按湖盆的成因分为 构造湖、河成湖、火山湖、溶蚀湖和冰川湖等 我国石油地质工作者通常按湖盆地成因将其分为 断陷湖泊、坳陷湖泊和过渡型湖泊 三个主要类型三、碎屑湖泊的沉积相 扇三角洲沉积6 地形平缓的泥质湖岸 为粉砂质泥岩和泥质粉砂岩 。常具水平纹层 、 透镜状层理 、韵律层理 、冲刷面 、干裂 、 在碎屑沉积的 湖岸 其组成可以是砾石质的,也可以是砂质的。砂质沉积中常见波痕、小型交错层以及冲洗交错层  水体透光性较好生物 、 特别是底栖生物十分发育 沉积物主要粉砂质泥岩夹薄的粉砂岩与细砂岩 ,或者呈互层状产出 泥岩呈块状或具粉砂纹层 。 富含底栖生物化石 ,生物扰动构造发育 。 颜色以灰绿色居多 砂岩和粉砂岩多为薄的下平上凸的透镜体 , 内部具小型浪成交错层 1)深湖泥岩(2)① 无氧深湖泥岩 。 深灰- 黑 色 的 泥岩和页岩 。富含有机质和黄铁矿 ,水平纹层发育 , 常含保存完好游泳生物化石  ② 氧化深湖相泥质岩:主要为韵律性的纹层状泥岩 , 一般呈灰色深湖泥岩深湖泥岩(录象 )(2)浊积岩 ① 湖底浊积扇  可因河流直接注入或滑坡产生 。  ( a) 内部扇为碎屑流沉积的杂乱砾岩和近基浊积岩 ,序列上部的砂岩和泥岩为天然堤沉积 ( b) 中部扇为不夹泥岩的巨厚砂岩和砂岩复合层 。单层具粗尾粒序或反 岩具正粒序或块状 。为缺乏天然堤的辫状水道反复迁移的结果 ( c) 外扇是薄层粉砂岩与泥岩的互层 。  ② 湖盆平原沉积  湖盆平原是指湖底地形平坦的地区 。 原以典型的浊积岩为特征 , 其主要岩相为单调的砂岩与页岩互层 。湖湾是指滨岸 沙坝背后或者三角洲分流间 形成的半封闭水域 沉积物以粉砂质泥岩为主 , 偶尔夹有薄的砂及粉砂层 ( 1) 在潮湿气候区 , 湖湾沉积为黑色或深灰色的富含有机质粉砂质或砂质泥岩 。 常夹有劣质油页岩 、 薄煤层或煤线 。 其中植物化石丰富 ,根土构造发育 ( 2) 干旱区的湖湾主要为浅色的富含碳酸盐的纹层状泥岩或泥灰岩 。 白云岩化强烈 , 也常见干裂及盐类假晶5 湖泊扇三角洲沉积 (1) 扇三角洲平原 包括从扇端至岸线之间的近海平原地带 。 在干旱半干旱地区的扇三角洲平原具有旱地冲积扇的沉积特征 , 在潮湿区的扇三角洲平原则以发育砾质辫状水系沉积为特征 (2) 扇三角洲前缘 位于岸线至正常天气浪基面之间的浅水区 河控型扇三角洲前缘是湖泊扇三角洲的特点 , 以各种粒级的砂和粉砂为主 , 也常有砾石沉积 。 粒度变化向盆地方向变细 。砂层中交错层理发育 (3) 前扇三角洲 向下与陆架泥或深水盆地沉积过渡 发育在宽阔陆棚上的扇三角洲的前三角洲沉积主要为临滨 与陆棚泥呈互层产出( 4) 我国的湖泊扇三角洲沉积特征:由于离物源区很近 , 是一个相带发育不完整的沉积体系沉积物粒度较粗 , 结构及矿物成熟度均很低 ,矿物成分与物源成分密切相关发育各种沉积构造 , 包括板状交错层理 、 平行层理 、 小型交错层理及冲刷面构造 , 含植物化石平原面积一般较小剖面上片状颗粒流砂 、 片状牵引流砂 、 碎屑流砂及河道砂频繁交替形态受沉积物的来源和水体搬运能力的大小控制 , 在沿流动方向的剖面上砂体呈楔形 ,在垂直流动方向的剖面上呈透镜状 (1) 浅水型三角洲 河口坝沉积不发育 。 在多数情况下 ,分流河道砂体直接与湖相泥岩呈冲刷接触 (2) 深水型三角洲 骨架砂体呈厚的豆荚状  (4)我国湖泊三角洲的沉积特征:三角洲发育在距物源区相对较远的地方 ,是一个相带发育完整的沉积体系沉积物粒度较细,结构成熟度及矿物成熟度较高,矿物成分与物源成分一致发育各种沉积构造,其中包括槽状及板状交错层理、平行层理、小型交错层理、波状层理、水平层理及冲刷面构造三角洲平原的分流河道常呈交织状,河道砂多为对称或近于对称的上平下凸的透镜体,平面上为分枝或交织的鞋带状;浅水湖泊三角洲河口砂坝不发育三角洲主要形成在湖盆拗陷回返后期四、盐湖相带划分及其特点 含盐层系组合为 石盐 、 石膏和暗色泥页岩或钙质页岩及油页岩的互层 盐类沉积和砂泥沉积在平面分布上有明显分带性 , 从湖心向岸 , 依次出现膏盐沉积区 浅水盐湖相多发育在某些盆地演化的坳陷阶段和衰亡阶段 由于受其所在自然地理环境控制 , 入流量和降水量较少 , 一般湖水深度均比较小 在这些盐湖中 , 不同成分盐类的分布状况大多不呈同心环带状 。 干盐湖通常分布在盐湖的外围或盐湖发育的晚期, 它是盐湖湖水被蒸干或基本蒸干而裸露在地表的干盐滩 边缘相以含方解石结核和钙质胶结物为特征 泥坪相以方解石和白云石为特征 湖相则以天然碱 (碳酸钠 )或油页岩 (方解石或白云石质 )为特征第四节 沙漠沉积象)风的作用是主要的地质营力  沙漠中由于风的吹扬作用使基岩裸露 , 并伴有崩裂的巨砾出现 , 形成 “ 岩漠 ” 风的搬运使沙质物质集中堆积 , 形成风成砂沉积 不能被搬运的砾石 、 卵石 、 粗砂残留下来 , 堆积而成 “ 石漠 ” 或称 “ 戈壁 ”沙漠沉积环境沙漠是大陆上雨量稀少、生物难于生存的干旱地区。因其蒸发量大,又缺乏植被,所以风的作用十分强烈。与沙漠有关的干旱与半干旱气候区,约占现代大陆面积的三分之一。它们主要分布在赤道两侧 15一 300范围内的副热高压带及信风带。在高山环绕的大陆内部,因山脉阻挡,湿空气难以达到,也可出现干旱带。例如,我国的新疆、内蒙和北美的西部大陆等地。如果按照将今论古的原则推论,沙漠在地质历史时期也庇是十分普遍的现象。因为不论地球表面的大陆是相对固定的,还是活动的,其大气圈的循环样式应该是类似的。因此,地质记录中的沙漠沉积可以作为一种古气候和古纬度的标志,用于判断大陆块在地质历史的演变过程中所处的地理位置。风成砂岩具有很高的孔隙度,它可以作为良好的含水层,也能成为油气聚集的场所。例如,美国西部的宾夕法尼亚系和侏罗系以及北海油田的三叠系赤底统等,均已发现有这种类型的油气储集层。沙漠环境按沉积特征可分为 间歇性河流、岩漠、砾漠、风成砂、内陆萨布哈和干盐湖等次一级单元。 岩漠和砾漠的分布面积较大,却以侵蚀作用为主,因此在地质记录中很少保存。风成砂仅占现代沙漠面积的百分之二十,但是由于它们是风成环境的主要沉积作用单元,所以在地层记录中常常保存有巨厚的沉积。其它环境在沙漠中占的比例很小。• 现代风成砂一般特征现代的风成砂主要见于沙漠和海岸沙丘两种环境 。 其中以沙漠区的分布最广 。 风成砂主要集中在沙漠区的低洼部分 。最初它们可能来自间歇河流沉积或是对较老的砂岩或其它源岩的磨蚀作用 。 在风的作用下 , 它们移去了粉砂和粘土 , 再后砂与砾又分开 。沙丘类型在沙漠中风成砂千般发育在以盛行风为主的地区,而在多种风型汇合的地区不发育。风成砂的沙丘类型,在空间上有明显的分带性。通常自沙漠边缘向内部依次为:新月形沙丘、横向沙丘、纵向沙丘、锥形沙丘(沙山)。风成砂的粒度特征风是一种非常有效的分选介质,它可以使碎屑沉积物产生良好的分异作用。风成砂通常分选良好,园度较高。风成砂通常是单峰的,但有时具有明显的双峰。双峰态的风成砂有两个分选良好的砂的总体。风成石英砂的表面还可因搬运中互相撞击成毛玻璃状的霜面。古代风成砂岩古代的风成砂岩, — 般是根据与现代大沙漠中的风成砂的比较识别的。常用的识别标志主要有以下几种: (1)具有规模巨大的交错层理; (2)可以见到为数不多的风成波痕、泥裂和雨痕等层面构造; (3)砂岩分选良好,粒间充填物主要为化学沉淀物; (4)缺乏云母类碎屑; (5)石英砂粒表面呈毛玻璃状; (6)缺乏海相化石和煤; (7)缺乏分布广泛的标志层; (8)与蒸发岩或河流沉积共生等(一 )规模巨大的交错层理风成砂岩突出的特征是具有规模巨大的交错层理。这种交错层的前积纹层倾斜陡,单向倾斜,形体宏大,延伸很远。有的前积纹层顺风方向渐趋变平,与下伏界面呈切线状。层系呈板状或楔伏,厚度巨大 (20— 35m)。这种交错层在地层中不是以简单的单个层系,而是以层系类型单调的、厚达几十米或几百米的复合层系的形式出现。这种特征除了现代沙漠中的大沙丘以外,在其它环境中是不存在的。(二 )其它陆相沉积构造风成砂沉积中经常可以见到一些次要的陆相成因的构造 ,如风成波痕 , 雨痕 、 动物足迹以及粗粒滞留沉积层等 。 粗粒滞留沉积物出现于沙丘间的风蚀坑凹地区 。 它们一般由粗砂和砾石组成 , 并在滞留面上呈等间距分布 。 风成砂岩中有时夹有薄层的泥岩 、 白云岩或石灰岩 , 它们代表短暂的湖泊沉积 。 其厚度很薄 (不足数米 ), 延伸不远 (不大于 层面常具干裂 。(三 )古生物证据在有大型交错层的砂岩中,没有发现过任何海相化石,但是在风成环境的其它沉积中可以见到恐龙化石,恐龙足迹,淡水的介形虫以及少数植物化石。(1)岩漠沉积 风把疏松的干颗粒吹走 , 并撞击岩石表面 , 使之变成很光滑的 、 具有沙漠漆的釉质表面 , 仅有少数大的棱角状砾石散布其上 。 其沉积物在地质剖面中很难见到 。(2) 砾漠砾漠又称戈壁滩,它们主要由中砾、卵石和粗砂组成,堆积面比较平坦,沉积厚度很小。砾漠的砾石是地表细粒沉积物被风吹去之后的一种蚀余堆积物。由于风砂磨蚀,砾石表面常具撞击痕和磨光面,或变成风棱石。(3)风成砂沉积成熟度高,稳定矿物组分多,粘土含量低,分选极好,磨圆度高,砂粒表面呈毛玻璃状沙丘是风成砂的最主要堆积类型。具有风成交错层理 (4)旱谷沉积 具有暴洪特点,河道不固定,沉积速度快,顺坡堆积呈扇状,故称旱谷冲积扇。沉积物粒度粗,砾石可具叠瓦状排列。 (5)沙漠湖和内陆盐碱滩沉积 沙漠中的风蚀洼地或构造洼地因积水而成湖。主要为粉砂或粘土沉积,各薄层常见递变层理。有石膏和石盐 如果沙漠中的风蚀洼地不积水成湖而只出现潮湿的盐壳,就称之为内陆盐碱滩,又称干盐湖或内陆萨布哈,沉积物为粉砂和粘土的互层,其间夹有薄层砂、盐及石膏层,第五节 冰川沉积环境— 概述二 冰川的侵蚀 、 搬运和堆积作用三 冰水沉积四 冰川沉积相— 概述冰川是陆地上的降雪经过堆积和变质而成的一种流动的冰体体系 。冰川环境是指直接同冰川冰接触的地区 。 其主要地质营力是冰川作用 , 突出的环境特征是温度很低 , 降水量大 , 蒸发量很小 。 冰川的出现可以破坏自然界的水文系统 , 使许多地质作用发生重大的变化或中断 。 在冰川时期 , 大量的降水聚集在冰川区 , 不能直接注入海洋 , 结果海面开始下降 , 河流系统被重新改造 。 冰川运动可以强烈地侵蚀 、 改造原有的大陆地形 , 并将侵蚀下来的碎屑物搬运到冰缘地区沉积 。 在冰盖区 , 巨厚的冰体重力可将地壳压迫成洼地;融化的冰水流向冰缘则可形成冰水湖 。 在冰体覆盖的地区 , 生物遭到毁灭打击 , 有的因不能适应冰期环境而灭绝 , 有的虽能幸存 , 但其种屑与个体的数量却大大减少 。 因次 , 冰期是地质历史上 — 种罕有的灾难性事件 。冰川分类一直没有得到很好解决 。 目前常用的是将冰川分为山谷冰川 、 山麓冰川和冰盖与冰帽三种类型 。也有人将冰川分为山谷冰川和大陆冰川两种类型 。(一 )山谷冰川:指冰块被堵阻在高山谷壁中的冰川 . 冰块的厚度可达数百米 , 一般由冰斗和位于较高处的冰原补给 。(二 )山麓冰川:指由一些山谷冰川会合形成的冰盖 . 这些冰盖是山谷冰川流至山下低地扩展而成的宽广的冰体 。(三 )冰盖或冰帽:冰盖是扩展到大面积陆地或高原的巨大冰块。这种冰块出现在雪线特别低的地区,厚度可达千米。冰川沉积是寒冷气候的标志。研究冰川作用有助于人们了解历史上气候演变的规律和全球性板块运动的规模。我们人类现在还生活在 — 个尚末完结的冰期之中,今后的气候将如何变化,直接影响到人类的生存条件,所以详细地研究冰川作用,特别是更新世以来的冰川进退的过程具有重大的价值。冰川沉积的油气潜力也巳引起了人们的重视。二 冰川作用冰川发育在雪线以上的积雪地带 。 当降雪聚积时 , 呈六边形冰晶的雪片尖端开始融化 , 并移向中心 , 最后形成大小约 这种冰粒称为雪粒 。 积雪加厚时 , 松散的雪粒被上覆积雪压缩 , 同时每天温度的变化和因上覆压力融化的水渗入孔隙并冻结 , 使之变成彼此镶嵌的冰晶块体 。 冰体稍受压力 , 冰晶之间即可出现暂时性融水 (薄膜水 ), 引起冰晶变形 。 因此 , 当冰体达到某一临界厚度时 , 只要有相应的坡度 , 即可发生流动 。冰川是一种流速极其缓幔的层流。其流速每天只有几毫米至几米,偶尔也可因底面突然发生滑动引起急冲。在雪线以上的冰川累积区,由于冰川近底部分受压力较大,塑性变形也强烈,所以其最大流速靠近底部.而在雪线以下的消融区,最大流速则在冰川的近表层部分。冰川以其与流水作用显著不同的特殊方式搬运和堆积沉积物。在活动冰体之下,融水渗入到岩石的节理和裂隙之中,并在其中冻结膨胀,使岩石松散、破裂。松散的岩块冻结在冰川底部,并被冰川体从基岩上拔掘出来混入到活动的冰体之中。这种作用称为 刨蚀作用 。带棱角的岩块和冰体冻结在一起,锒嵌在冰川体上,成为象锉刀一样研磨与削蚀基岩的工具。在上覆冰体的压力作用下,带棱角的岩块变成侵蚀作用很强的营力,它能把基岩上大量的岩块磨蚀下来,并在基岩表面刻划成沟槽和擦痕。磨蚀产生的细粒岩粉尤如磨料,能把基岩表面磨光,同时碎屑本身也可因磨蚀形成带擦痕的磨光面。冰川的这种作用称为 磨蚀作用。 在冰川活动过的基岩面上,可以找到冰川侵蚀的证据,如 磨光面、羊背石和擦痕 等。 羊背石是冰川磨蚀成的流线形小丘,小丘的上游部分平缓园滑,下游部分则因冰川刨蚀呈陡坎和凹凸不平状。 基岩上的冰川擦痕大小不一,小者仅仅是些头发丝状的擦线,大者可以是长达一公里以上的擦沟,其方向与冰流方向 — 致。混入在冰体中的碎屑呈 “ 悬浮 ” 状态随冰川整体运动 。 处于搬运状态的冰川沉积物 , 地貌工作者称为 冰碛 , 有时也指沉积下来的沉积物 。 沿冰川边缘搬运的沉积物称为 侧碛 . 二个冰川汇合在 — 起 , 侧碛汇合成中碛 . 陷入冰川裂隙或冰洞中的碎屑称 内碛 。 内碛降落或冰川
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本文标题:第二章大陆碎屑沉积
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