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第九章大洋沉积

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第九章 大洋沉积大洋沉积大洋沉积物的分类陆源大洋沉积物生物源和自生沉积物底层流的地质作用大洋沉积物的分布规律分类方法第一节 大洋沉积物的分类大洋沉积物是 水深大于 2000多是用粒度、成分描述及形成过程,或把他们结合起来分。1891年, 早 对深海沉积作了分类第一节 大洋沉积物的分类青泥放射虫软泥红粘土珊瑚泥红泥绿泥火山泥陆源性沉积物硅藻软泥抱球虫软泥翼足虫软泥远洋性沉积物远洋沉积物褐粘土1973年, 下 分类方案自身 (海解作用) 沉积物火成碎屑物生源沉积物第一节 大洋沉积物的分类生物源物质含量 小于30%的岩石成因物质生源沉积物有孔虫软泥生源沉积物 分类白垩 (微体浮游生物) 软泥硅藻软泥放射虫软泥第一节 大洋沉积物的分类含有 30%以上 来自生物的物质 珊瑚礁碎屑含 30%以上 钙质生物源物质含 30%以上 硅质生物源物质珊瑚砂、珊瑚泥陆源沉积物浊积物陆源沉积物 分类滑坡沉积物冰川海泥第一节 大洋沉积物的分类有 30%以上 具有陆源成因的粉沙和沙由浊流从陆地上或海底高地上带来的物质由滑移或崩塌带进深水的物质大多由冰川运来的外来物质或异地物质大洋钻探 对大洋沉积物的分类第一节 大洋沉积物的分类质化石远洋粘土自生组分常见30%粉砂及粘土30%粉砂及粘土30%硅质化石远洋硅质沉积30%碳酸钙30%碳酸钙远洋硅质沉积常见沉积物类型30%粉砂及粘土30%粉砂及粘土过度硅质沉积过度钙质沉积>10%硅藻>30%碳酸钙自生组分稀少<10%硅藻<30%碳酸钙陆源和火山碎屑沉积物大洋钻探的分类超微化石 硅藻粘土质超微化石软泥超微化石粘土粘土含粘土超微化石软泥超微化石软泥泥软泥软泥 软泥软泥超微化石软泥 化石硅藻软泥硅藻 超微N D 源大洋沉积物指 陆地上的物质 通过各种重力流、风,以及某些高纬度地区的冰运等过程搬运到大洋里的沉积物概念浊流沉积火山成因沉积物半远洋沉积风成沉积物深海沉积冰川沉积物地外源沉积物一、浊流沉积浊流是由沉积物与水混合组成密度高于周围水体的、短暂的、强大的 重力驱动流 。浊流的运动由内部湍流所支撑。浊流中可含有大量物质,其密度为 在从浅水区到深海盆地的陆源物质搬运过程中起着重要的作用。一、浊流沉积浊流的最小速度大约是 13cm/s ,而最大的流速则可达 870cm/s。一般地说,浊流移动速度能超过 90km/h,其搬运的物质可达3kg/可把沉积物从源区输送到 1000以外的地方。一、浊流沉积浊流的沉积作用形成浊积物,其特征是具有粒序层、中度分选和发育的原生沉积构造。与浊流有关的沉积物有以下三类:1、深海谷沉积物2、深海扇沉积物3、深海平原沉积物浊积物可分四个主要的相谷底沉积物近源浊积物典型的浊积物远源沉积物由砂和砾组成,他们可能是颗粒沉积物而不是浊积物比较接近沉积物源区,其特征是呈块状、拖拉构造不发育,颗粒分级作用较弱,很少与远洋和陆源泥互层。具有明显的粒序层理、定向侵蚀,砂层底部有充填痕,有呈互层出现的远洋粘土,具有特征性的沉积构造 — 鲍马序列离源区较远,由薄的细粒沉积层构成,缺块状层和纹层,但斜纹理很发育二、半远洋沉积半远洋沉积是大量而广泛地披盖在世界陆坡中上部的沉积物。它们通常缺少陆架典型的粗粒沉积物,而又靠近大陆地区,以陆源泥和粉砂为主。三、深海沉积深海粘土,又名褐粘土。 粘土很细,泥质组分占 80%以上,较致密。粘土是大洋沉积物中分布最广的陆源矿物。具有浅红褐色到巧克力色的非常细的大洋沉积物,它在大洋深部通过缓慢的沉积作用产生的。沉积速率 <几毫米 /千年。褐粘土:粘土成因和来源:两种观念海洋粘土矿物通过氧化硅和铝化合物之间的相互作用形成而成粘土矿物是通过陆上岩石的风化作用而产生的褐粘土一般处于 水深 4500或是在碳酸盐补偿深度以下粘土的分布:深海钻探揭示 ,自晚侏罗世以来,大洋中都有褐粘土沉积,在中太平洋平均厚度 200m,在大西洋及印度洋中较薄。褐粘土占整个太平洋的 49%,大西洋底面积的 8%,印度洋底面积 18%。主要粘土矿物分布明显平行于纬度粘土矿物的两种典型组合:两种组合寒带和温带的 绿泥石 — 伊利石 组合赤道和温暖亚热带的 高龄石 — 三水铝石 — 蒙脱石 组合四、风成沉积物通过风搬运的沉积物质叫做风成沉积物火山成因风运物质成因 非火山成因非火山成因的风力吹运作用最适宜产生风成沉积物的地区是空气干燥和有信风的地区。1、尘埃搬运作用沙漠物质被长距离搬运的主要条件:干燥的地表条件、强劲的地面风、物质颗粒小、进入对流层的适当轨道、对流层中保持空气对颗粒悬浮的强烈垂直混合作用、到地点才开始沉降等 。 (撒哈拉沙漠是风成沉积物的主要来源)非火山成因的风力吹运作用从大气中聚集的尘埃颗粒很细,一般 <5纳米,且带有红褐色。2、风成沉积物组分风成沉积物与现代风况和干燥来源区之间的关系结合起来,为判别古气候环境提供了线索。它能提供关于干燥地区分布、搬运尘埃的信风位置以及风强度方面的信息。3、古气候意义五、火山成因沉积物海洋火山碎屑沉积物分类海底自生沉积物原生次生海洋外力碎屑沉积物被搬运到海洋里由陆地火山爆发而形成火山岩碎屑经改造形成的沉积物由于海底火山喷发或海底热液活动沉淀作用的结果在海底原地形成的沉积物火山灰降落的三大类型分类区域性的全球性的地区性火山灰降落物沉积在距火山口二三百公里范围内,喷发产生的物质一般是多种多样的,且分选很差。重矿物含量随远离火山口而减小。全球性火山灰降落物是由极细的火山灰沉降所生成。这种极细的火山灰可以在包围着地球的大气中滞留相当长的时间(可达数年)。因此,全球性火山灰降落形成的沉积物平均粒径在 1微米之间。而大于 3~ 5微米者则很少。对流层火山灰降落物沉积在离来源区二三百公里到数千公里的地区。在离开来源区距离大于 1000千米处的沉积层较薄且厚度均匀,主要由粒径 1~ 10微米的混杂有晶体的火山玻璃组成;而在 1000公里距离以内的沉积物中主要为 20~ 100微米的质点。对流性的海洋火山灰沉积物的分布火山成因的沉积物通过许多过程搬运到海洋,这些过程包括风、陆上和海底火山碎屑流和降雨、火山喷发后陆上和海底侵蚀作用、河流、海流(包括底层流和浊流)以及海冰和冰山的极地冰作用。全球性风况是控制火山灰从火山喷发区向外搬运方向和分布范围的关键因素。从而可以通过研究火山灰的分布特征,来推测古大气环流的变化特征。六、冰川沉积物目前,在两极地区均有冰盖。南极冰盖厚达4300m,占世界总量的 90%、全球淡水的 70%。在格陵兰亦有较南极小得多的冰盖。在第四纪冰期期间,冰盖在北半球扩展并在海洋沉积作用中起到重要作用,使冰川沉积物成为主要的沉积物质,其来源为两个大陆 (南极和北美 )和一个次大陆(欧洲)。把陆源物质搬运到海洋的主要过程之一是融冰。有四大因素控制着冰运沉积作用的速率:1、大陆侵蚀速率 2、冰川或冰架构造3、冰架大小 4、海水温度南极地区海洋冰川沉积物在 40极地区开始有局部的山岳冰川出现,至渐新世南极冰盖形成, 到中新世近一步增厚扩展。沉积物主要由薄的粘土质泥到漂砾粒构成。北极地区海洋冰川沉积物北极沉积物较南极沉积物细,反映有较多的泥被海冰搬运,北极地区沉积物主要来源于细粒土壤的永久冻土区。第四纪冰川 — 海洋沉积物的产生 海洋沉积物的沉积速率,以研究沉积作用随冰盖分布的改变而发生的变化。结果表明,世界冰运物的分布为亚极区北大西洋 62%,环南极地区12%,北冰洋 6%,北太平洋 8%和挪威海 12%。七、外源沉积物也称作宇宙沉积物微陨石的代表是小的玻璃质物体,称为微玻陨石。微玻陨石通常具有30珠状、哑铃状等各种形态及各种颜色,但通常是黄褐到褐色最重要的生物源表层沉积物是生物软泥,它至少含有 30%远洋生物的骨骼遗骸,其余为粘土矿物钙质或碳酸盐软泥 是由含 30%以上碳酸钙质壳的微体化石组成硅质软泥 则由含有 30%以上硅质微体化石物质组成第三节 生物源和自生沉积物生物源沉积物是指由海洋生物遗体构成的沉积物概念一、钙质软泥1873年 ,500发现是由于碳酸盐的选择性溶解造成的。如果把所有的海水移去的话,会看到灰白色的碳酸盐软泥如同雪覆盖在山上一样覆盖在海底高地上。:把碳酸盐开始从表层沉积物中消失的深度成为“雪线”,通常称之为方解石补偿深度在海洋的这一深度上,碳酸盐的溶解速率和沉积速率达到平衡状态。一、钙质软泥0%的深度叫做碳酸盐临界深度 ( 个深度显然浅于完全没有碳酸盐的 50º0º质软泥的三大类型分类有孔虫软泥翼足虫软泥也称抱球虫软泥,是有孔虫壳含量大于或等于30%的生物软泥,以浮游有孔虫为主超微化石软泥是现代藻类颗石鞭毛科和灭绝的盘星群等钙质超微化石含量大于或等于 30%的生物软泥是翼足虫和异足类含量大于或等于 30%的生物软泥钙质软泥的分布分布大西洋,大西洋是最富集碳酸盐的海洋印度洋,碳酸盐含量结语大西洋和太平洋之间太平洋,太平洋不是一个富含碳酸盐的海洋钙质软泥的分布 (大洋表层沉积物中碳酸钙百分含量)碳酸盐的溶解作用改变沉积分布状况的主要因素是碳酸盐微体化石的溶解作用。海洋在上部二三百米之下所有深度上都处于碳酸钙不饱和状态。实验表明在表层数百米深度内由方解石过饱和状态过渡到不饱和状态。碳酸盐的溶解作用500 100 150 200123450溶跃面补偿深度深度( 石饱和度溶解速率供应速率沉积物中碳酸钙含量计算的观测的赤道太平洋沉积物随水深增大影响碳酸盐分布的诸参数方解石的补偿深度( 500m。 太平洋 , 200 北大西洋大部和南大西洋部分地区 ,则处在 5000质壳溶解速率的控制,而溶解速率与海水的溶蚀性呈正比。m)重量损失( mg/c㎡ 解指数)的断面图海洋中碳酸钙溶解曲线(据 W H 质微体化石的差异溶解作用① 有孔虫 —— 由于大部分到达海底的,尤其是在溶跃面之下的有孔虫壳很快被溶解,这大大影响了保存于深海沉积物中有孔虫组合的性质。经过溶解、簸选和混合,有孔虫组合可能与上覆水中本来的浮游有孔虫组合产生显著的差别。② 钙质超微化石 —— 颗石藻较有孔虫具有稍强的抗溶能力,在 3000 3000终在 5300岩变化钙质软泥通过溶解、再沉淀和再结晶以及生物碳酸盐的重力压实等成岩作用形成白垩或石灰石。孔隙度从软泥的 70%减小到胶结灰岩的 10%,体积大约减小 1/3。二、硅质软泥二氧化硅的生物迁移是海洋二氧化硅循环过程中两个主要因素里的第一个主要因素。一些海洋生物,包括硅藻、放射虫、硅质海绵和硅鞭藻的骨骼是由蛋白石生物成因的二氧化硅组成。溶解作用是海洋二氧化硅循环过程中的第二个主要因素。二、硅质软泥当硅质物质的含量大于或等于沉积物总量的 30%时,沉积物就叫做 硅质软泥 ;以硅藻为主的(含量大于或等于 30%)叫做 硅藻软泥 ;以放射虫为主的(含量大于或等于30%)叫做 放射虫软泥 。硅质软泥的分布① 放射虫软泥 —— 主要分布于赤道辐射区,呈暗灰或灰绿色, 硅藻软泥 —— 主要分布在 50º00质软泥的分布海洋生物成因的二氧化硅的循环在海洋中的二氧化硅搬运的主要过程包括:① 生物固定作用② 氧化溶解作用③ 非氧化溶解作用海洋中溶解二氧化硅的循环组分无机质吸附作用 氧化再生作用热水岩浆后期蚀变作用间隙水非氧化溶解作用溶解作用海解作用生物固定作用 上升流河流输入量 海洋二氧化硅循环生物二氧化硅的溶解作用生物二氧化硅的溶解作用主要发生在表层水体中,即绝大部分硅质生物在死后立即溶解。成岩变化燧石是非晶质二氧化硅经成岩作用改变而形成的。深海燧石通常以燧石结核或燧石层的形式出现。二氧化硅成岩作用主要征兆之一是放射虫壳的溶解现象。三、自身沉积物1、富金属沉积物和铁的氧化物常出现于靠近洋脊顶部的高热流区,故它们的形成与新洋壳的形成有密切关系。2、多金属结核 — 多金属结核亦称锰结核锰结核物理特征化学成分矿物成分分 布锰结核的物理特征多金属结核一般呈土黑色、绿黑色到褐色,由多孔的细粒结晶集合体、胶状颗粒和隐晶质物质组成。常为球形、椭圆形、圆盘状、平板状、葡萄状和多面状,直径多为 3- 6金属结核的摩级硬度为 1- 4度。孔隙度为 ,干比重为 结核的矿物成分多金属结核主要由隐晶质和极细粒的水和铁锰氧化物矿物组成。如,氢氧化锰矿物:钙锰矿、水纳锰矿、水羟锰矿、拉锰矿、恩苏塔锰矿、硬锰矿等;含铁矿物、纤铁矿、赤铁矿、磁铁矿等。锰结核的化学成分多金属结核的化学成分组成十分复杂,除了水、挥发组分和常量元素 O, l, 含有几十种有色金属和稀有、稀土元素。与地壳成分相比,结合中的中 结核的分布多金属结核广泛分布于中生代或更年轻的深海盆地表层 ,主要分布在印度洋和大西洋地所有洋盆和部分海盆中。在太平洋,又主要分布在中太平洋和东北太平洋区,如夏威夷和加利福尼亚之间多金属结核是相当富集地。多金属结合的分布深度一般大于 界大洋的锰结核分布磷块岩磷块岩时主要由磷酸盐矿物,特别是微晶质磷酸盐氟磷灰石组成的沉积岩。沸石作为次生风化产物生成的。这种矿物与缓慢沉积的深海沉积物、特别是褐粘土相伴生。在深海沉积物中分布最广的是钙十字沸石和斜发沸石。海洋重晶石重晶石为深海自生硫酸盐矿物、以晶体或微晶体相或者作为粪粒的取代物质广泛分布在深海沉积物中。其平均含量为 1%,但是在无碳酸钙的某些沉积物内含量可达重量的 10%。重晶石可通过海底热液活动或生物物质的沉积作用产生,来自火山物质及生物遗体。海底热液烟囱物海底热液烟囱物是一个既包括海底热液硫化物,又包括海底热液硅酸盐、硫酸盐及氢氧化物的统称概念。海底热液硫化物是富含 四节 底层流的地质作用• 底层流能够氧化有机物和沉积物;• 侵蚀海底沉积物并产生不整合;• 重新分配、再沉积沉积物;• 溶解碳酸钙和二氧化硅一、现代深部洋流1、底层水的形成大洋环流的驱动力为风及密度差。底层水的最重要起源是南极海域和极 — 亚极地的北大西洋。因结晶效应使海面生成密度较大的海水而下沉至海底成为底层水。季节性海冰的形成对南极底层水( 形成特别重要。每年 3~4月是南半球海冰快速产生的时期,因而也是 、现代深部洋流北大西洋深层水( 形成包括把较暖的、含盐的北大西洋水运送入挪威海和格陵兰海,在那里把热丧失掉而生成海冰。在北半球,底层水的形成限于北冰洋、挪威海和格陵兰海中,北印度洋位于热带纬度之内,因此没有深层水或底层水形成。同样,在北太平洋内也没有重要的深层水补给,即使在每个冬季白令海内海冰形成的时候也是如此。一、现代深部洋流2、底层水的循环底层水循环是全球温盐循环的组成部分。在太平洋内所有的深层水都来自南极。沈德底层水在深度大于 2500浅于 2500南太平洋内较新生成的底层水温度在 度在 ~之间在顺着等深线穿过大西洋西部,到达北大西洋南部的时候, 为中间深处的水团。二、底层流的侵蚀、搬运和沉积作用在海底中能否产生侵蚀、无沉积或沉积物堆积就取决于海底上沉积物供给速率和沉积物搬运速率之间的动态平衡。波痕的形成一般取决于沉积物的特性及底层水的流速。对密度为 00 20~40cm/响等深流沉积作用的因素锰结核活跃的地转流沉积物供应海底地形雾浊层的浑浊度1、活跃的地转流表层环流也会影响到底层流,特别是在表层洋流所造成的海面不稳定性高的海区,特殊的大气条件会造成高的底层流流速和短暂的高能事件,称为 “ 海底风暴 ” 。此外,强烈的底层流活动集中在西北和西南大西洋、南非周围、环南极带和北大西洋高纬度地区。2、海底地形当斜坡的走向相对于流向发生大的变化时,也会造成流速的变化 。3、 沉积 物的供应沉积物来源充足,则可形成大的沉积体。4、雾浊层的浑浊度通常高浓度的雾浊层有利于沉积作用。侵蚀地形壕和边缘水道及间断三类① 海渠 — 长度可达数公里,宽 2~3m,以10~100度为 1~20m,为海底最为壮观且最重要的侵蚀地形。② 海壕和边缘水道 — 由于地形较高的高地导致海流密集所形成。③ 间断 — 由无沉积作用或更常见的侵蚀作用产生的,它与底层水流路有关。搬运过程深海沉积物的搬运是在两种不同、但逐渐过渡的水体中进行的:一是高速底层流 ,具有悬浮体至少在短时间内能够非常浓集的特点;二是雾浊层 ,浓度较前者要低得多且更加扩散。靠近洋底的高速底流周期性地搅拌海底,在沉积物沉积之前甚至能使较粗的物质在短距离上搬运;射入雾浊层内的较细物质则可以被搬运更长的距离。沉积地形在海底存在着大量由底层流产生的沉积地形,在两三公里范围内沉积物厚度的变化先当显著。深海底的沉积地形有 水流线理、波痕、沙波和泥波、沙丘以及大的脊 。1、波痕可以使对称或不对称的,其方向 可与流向垂直,也可以与流向平行。2、 沉积波和砂丘当波痕变大时它们逐渐过渡为沉积波地形。3、 沉寂脊沉积脊是由厚层沉积物构成的大而长的脊,也叫做漂脊物。第五节 大洋沉积物的分布规律气候地带性垂直地带性环陆地带性构造地带性一、气候地带性不同的气候带具有不同的基岩风化、搬运方式,从而使得气候带与陆源沉积作用息息相关。1、冰带 — 广布着冰川 — 海洋沉积。2、温带 — 在温带以硅质软泥占优势,该带南部边界是南极辐聚带,北部是太平洋环流的上升辐射带。3、干燥带 — 以钙质软泥和深部粘土为主。4、赤道带 — 广布放射虫、有孔虫和颗石藻软泥。二、环陆地带性在环绕陆地的洋缘地带,广泛发育了陆源沉积;在远离陆地的远洋地带,则沉积了深海粘土、钙质软泥、硅质软泥等远洋沉积物。三、垂直地带性碳酸盐沉积物最严格地服从于垂直地带性,它见于水深小于碳酸盐补偿深度的海域;相反,深海粘土总分布在深水区。四、构造地带性大洋沉积作用是在板块运动的背景下进行的,沉积层的厚度随距洋中脊距离的增加而增加。
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