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第五章沉积环境的主要判别标志

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地质 储层 沉积 地化 层序地层
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第五章 沉积环境的主要判别标志第一节 沉积构造标志一、沉积构造的概念及分类 沉积环境(相)分析:对指示环境的标志进行分析,与沉积环境模式进行比较,从而恢复古代沉积环境的方法。成因标志:指具有成因意义,能反映其形成环境条件的各种特征。包括沉积岩的颜色、成分、结构、构造、化石、古生态、接触关系、沉积序列(剖面)以及沉积岩体的形态分布等,但概括起来可归属为物理的、化学的、生物的三方面标志。沉积构造:由沉积物的颜色、成分、结构的不均一性而形成的岩石宏观特征。其规模一般较大,多在野外露头上及岩芯中可直接进行观察和测量。根据其形成时间划分为:原生沉积构造和次生沉积构造。根据沉积构造的成因性质可分为三类:物理成因的沉积构造化学成因的沉积构造生物成因的沉积构造 原生沉积构造:沉积物沉积时、沉积后不久、固结前形成的构造。能反映沉积时的沉积介质类型和能量条件。是判别沉积相(沉积环境)的重要标志。次生沉积构造:在沉积物压实或成岩过程中生成的沉积构造,它反映成岩环境。物理成因的沉积构造:在流体流动、重力等物理因素作用下而产生的沉积构造(原生)。化学成因的沉积构造:由结晶、溶解、沉淀等化学作用形成的沉积构造,其中,大多数是在沉积物压实和成岩过程中生成的, 属于次生沉积构造。生物成因的沉积构造:生物活动或生长而形成的构造(原生)。二、物理成因的沉积构造(一)流动构造(1)层面构造1. 波痕2. 细流痕3. 剥离线理4. 冲刷痕5. 压刻痕 (一)流动构造是沉积物在搬运和沉积过程中,由于介质的流动而在沉积物表面或内部形成的构造。流动构造是最重要和最常见的沉积构造。(1)层面构造在沉积岩的顶面或底面上形成的构造。如:波痕、细流痕、剥离线理、冲刷痕、压刻痕。 1. 波痕由水流、波浪或风的作用,在沉积物表面形成的波状起伏痕迹。(2)层理构造1. 层理构造的术语2. 层理构造的类型(3)再作用面构造(二)准同生变形构造(三)暴露构造 波痕形态要素脊点(C, D):最高点谷点(A, B):最低点向流面:面向流动方向的缓倾斜面背流面:背向流动方向的陡倾斜面波长(L):相邻的两个脊点之间的水平距离波高(H):波痕的脊点与谷点之间的垂直距离波痕指数(波长与波高之比(L/H)对称指数(向流面水平投影长度与背流面水平投影长度之比(2) 波痕的内部构造及形成机理及实例前积纹层形态及其控制因素随介质能量的减弱和悬浮载荷的增加,前积纹层形态:直线型→切线型→凹型→S 型波痕的类型:波痕的大小、形态、对称性、介质类型各有不同。按介质类型分为:. 水流波痕(由单向水流产生)按大小,分 4类:小型水流波痕、大型水流波痕、巨型水流波痕、逆行砂丘。 按波脊形态,分为5-6 类:随水深减小和流速增大,直线形→波曲形→链形→舌形→新月形→菱形。 看 看 图 片 1水流波痕按大小分为:大型水流波痕:波长 60~30高为 6~痕指数大于 15。主要产生于中、粗粒床沙中。巨型水流波痕:波长大于 30m,波高可达数米,波痕指数大于 30。波脊以直线形为主,多分布在较深的浅海和大型河流中。 逆行砂丘:浅水急流(),其水面波形与底形波痕一致(属同相波),与一般波痕形成作用相反,背流面一侧侵蚀,向流面一侧进行堆积。所以实际上它是向上游方向移动的,故称为逆行沙丘。它多见于海滩、潮坪、河流环境。B、波浪波痕 是由波浪作用于床沙表面而产生的波痕,据其对称程度可分为:对称波浪波痕和不对称波浪波痕。对称波浪波痕:是由水体振荡运动形成、流体质点在表面呈园形轨道,向下变为来回运动,反复作用结果形成“人”字形内部构造和对称形态。 不对称波浪波痕:是由水体运动时往复速度不同而造成的。在滨岸地区,由于水体运动受海底摩擦作用的影响,波浪向陆的速度大于向海运动的速度,故波痕形成方式和单向水流的波痕相似,内部只有一个方向的前积层。可以按直线形流水波痕的描述方法进行。 不对称浪成波痕和水流波痕的区别: ①浪成波痕的波脊多出现分叉与会合的特点,水流波痕波脊则多中断并被别的脊代替;②浪成波痕的波长多小于 波痕指数(15,浪成波痕的对称指数 浪成波痕的前积纹层往往表现为成束的分枝状, 并且通过波谷延伸到相邻波痕的翼部上。水区不同方向的波浪或水流,同时或基本同时地联合作用形成干涉波痕。由于作用强度、方向、先后不同,形成格子状、梯状、网格状状等干涉波痕 。改造波痕:在水流及浪基面变化的情况下,先生成的波痕受到改造而形成改造波痕,如双脊波痕,削顶波痕。干涉波痕和改造波痕常出现于前滨或潮间带。泥质物表面上由于沙供应不足而形成的不连续底形,弧立波痕与正常波痕相似,但它们发育不全,波高较低,因此波痕指数较大,构成透镜状层理。E. 风成波痕:有直、长而平行的脊,形态不对称。L=5=I=10-70。其内部构造和水流波痕相似,但内部构造不清楚(砂为主),粗颗粒分布在波脊。发育于沙漠、海岸、干旱—半干旱气候下的河流等环境。向水流波痕作用)“见动画” 2. 细流痕由细小水流的刻蚀作用所形成的表面侵蚀痕迹。当沉积物表面暴露时,水便从沉积物中溢出,形成细水流,侵蚀而形成细流痕。细流痕具有不同的形状,如树枝状、网状。指示沉积物表面间歇短期暴露。常见于潮间带、海滩、湖滨、泛滥平原。 3. 剥离线理彼此平行的线状浅沟和低脊或颗粒弱定向排列而成。与平行层理伴生出现,即分布在平行层理的层面上,是急流环境的良好标志。分布于海滨、湖滨、三角洲平原和浊流沉积中。4. 冲刷痕水流在泥质沉积物表面冲蚀出来的痕迹称为冲刷痕,风化露头上,在其上覆砂岩层的底面以凸起的铸型保留下来。包括槽铸型(槽痕)、纵向脊(沟铸型)。 槽铸型:由舌状突起体组成,突起的上游一端呈浑圆状,突起稍高,向下游端变宽和变缓。大量发育于浊流环境中,是良好的古流向标志。纵向脊(沟铸型): 由一系列平行水流方向的紧密排列的连续低脊。 5. 压刻痕水流携带的物体在松软的沉积物表面运动时所刻蚀出来的痕迹(工具痕)。可分为:沟痕(铸型)、V型痕(铸型)、戳痕(铸型)、弹跳痕(铸型)。最常见的是沟痕,它是物体在沉积物表面连续刻划而形成的沟,在上覆砂岩底面保存铸型。压刻痕主要见于河流环境。 (2)层理构造层理构造定义:垂直于层面方向,由沉积物的成分、颜色、粒度等显示出来的纹理特征。1. 层理构造的术语组成层理构造的单位包括:纹层(细层)、层系(单层)、层系组(层组)纹层:最小单元,其上、下被纹层面所限,一个纹层有比较均一的成分和结构,厚度 1层断面有直线形、切线形、凹形、S 形,纹层与层面的关系可以是平行的,也可是斜交的。层系:基本单元,由形状相似的纹层组合而成。层系内成分和结构也较一致或具粒序。相邻的层系被层理面(或层面)分开。层理面代表最小级别的沉积间断面。层理面可以是平行的或倾斜的,层系厚度数毫米到数米,它们是在物理条件大致不变的情形下形成的。 层系组:由 2个或 2个以上的层系组成,相邻层组以层系组面(岩层面)为界,代表比层理面间断面时间稍长的间断面。测量地层产状的面,分层面。2. 层理的分类按成分层和结构,分为简单层理和复合层理简单层理 :由 2个或 2个以上成份相似的层系(层理)叠置而成。如交错层理。复合层理:由 2个或 2个以上成份不同,但成因上有联系的层系(层理)组成。如脉状、波状、透镜状层理。按综合因素,分为:1)交错层理 2)爬升波痕层理 3)递变层理 4)平行层理 5)水平层理 6)均匀层理 7)脉状、波状、透镜状层理 8)砂泥互层水平层理 9)韵律层理 1)层理的分类·交错层理 由一系列与层理面斜交的纹层组成的沉积单元,主要见于碎屑岩和颗粒碳酸盐岩中,是高能的产物。交错层理的分类:根据交错层理单位大小(即层系厚度)分为:小型交错层理: 层系厚度小于 5层系厚度 5状、楔状、槽状、波状交错层理。板状交错层理:层系间界面呈平面,相互平行,层系内纹层倾向相同,大致反映单向水流,垂直水流方向剖面上,似“水平层理”(粒度、能量 )。(右图 a)楔状交错层理:层系间界面呈平面,但其界面之间互不平行,使层系呈楔形。平行水流方向,纹层与界面斜交,板状交错层理)“见动画” 楔状交错层理)见动画” 状交错层理)见动画” 垂直于水流方向,与界面大致平行或斜交。(右图 b)槽状交错层理:层系界面为曲面,上下界面之间相互平行或斜交,层理本身为一槽状,纹层平行于层系面(弯曲)。平行水流方向,纹层呈较缓弧形,倾向一致,垂直水流方向上纹层呈槽状。(右图 c) 波状交错层理:层系界面呈波状,层系内的纹层可与界面相交,也可与底面大致平行的波状面。属小型交错层理。确定交错层理的类型,要在三度空间进行观察和描述,因同一类型的交错层理在不同断面上反映的形态是不同的。(下图)板 状 、 楔 状 交 错 层 理2)层理的分类·爬升波痕层理由向上相互叠覆的波痕组成。条件是悬浮沉积物丰富,使波痕向前迁移,并向上相互叠覆。分为:同相位爬升波痕层理和迁移爬升波痕层理。同相位的爬升层理:纵向上叠置(像叠层石),表明 迁移不明显。迁移的爬升波痕层理:纵向上斜列(叠瓦状),表明 迁移不明显。 向水流波痕作用)“见动画” 升波痕层理)“见动画” 3)层理的分类·递变层理也叫粒序层理。以粒度递变为特征。一组递变层的厚度几厘米-几十厘米。可分为正向递变层理和反向递变层理。正向递变层理:下粗上细,常见于浊流、河流、海滩、三角洲环境。又细分为两种:粒序递变层理(A)和粗尾递变层理(C)。 1)交错层理2)爬升波痕层理3)递变层理4)平行层理5)水平层理6)均匀层理7)潮汐层理(脉状、波状、透镜状层理)8)砂泥互层水平层理9)韵律层理 粒序递变层理(下部不含细粒基质,牵引流成因) 粗尾递变层理,(普遍含细粒基,浊流成因) 浊积岩中递变层理洪积物(泥石流)中的递变层理(上)和风暴沉积的粒序层理(口袋状构造)(下) 4)层理的分类·平行层理 强水流条件,相互平行的、水平的、由中粗砂、砾石组成的层理。识别标志:纹层平行、颗粒粗、伴生剥离线理,与大型交错层理共生。见于河流、海滩、浊流环境。平行层理实例1)交错层理2)爬升波痕层理3)递变层理4)平行层理5)水平层理6)均匀层理7)潮汐层理(脉状、波状、透镜状层理)8)砂泥互层水平层理9)韵律层理5)层理的分类·水平层理细粒沉积物的层理类型,纹层(1-2彼此平行,呈水平状。是低能或静水环境的标志之一。见于湖泊、河滩、潮坪、泻湖、浅海、半深海、浊流等环境。 6)层理的分类·均匀层理也称块状层理,用“肉眼甚至借助仪器”也辨认不出纹理的沉积物,在砂砾岩和泥质岩中都有分布。不同的成因解释有 3种:①快速堆积无分选的沉积,如由洪水、浊流、液化沉积物流沉积形成;②安静环境中沉积,如深海泥岩;③生物扰动,使原始层理被破坏。 7)层理的分类·脉状、波状、透镜状层理属于复合层理,也成为潮汐层理。这三种层理常共生在一起, 是在潮汐环境中,泥、砂都有供应。 在湖滨、三角洲前缘、河流等环境中也可见到。强动能时沉积具有前积纹层的砂层,强动能时沉积了悬浮的泥层。依据砂、泥层的比例和分布的连续性,分为:脉状层理、波状层理、透镜状层理三种。 脉状层理:水动力强,砂充分,泥少,泥呈脉状分布于砂的波谷中,“砂包泥”。波状层理:介于脉状与透镜状层理之间的过渡类型,是在泥砂都有供应,是砂层与泥层呈交替的波状连续层。透镜状层理:与脉状层理相反,水动力较弱,砂不足,泥多,砂质透镜体被包围在泥岩之中,“泥包砂”。脉状、波状、透镜状层理实例脉 状 、 波 状 、 透 镜 状 层 理8)层理的分类·砂泥互层水平层理 水平的砂质层和泥质层相间出现,单层厚度数毫米至数厘米,可以等厚也可不等厚,形成动力条件比波状层理弱,见于潮汐、三角洲、湖泊等。9)层理的分类·韵律层理砂泥互层的水平层理中,单层厚度小于 4-5,则为纹层状互层,称为韵律层理。可由潮汐变化,季节性变化或基它原因(气候变化、冰川纹层)等形成。 灰岩与泥灰岩韵律(律)韵律层理实例最小的旋回:季候纹泥层对,为(美国)康涅狄格州冰期湖泊沉积,每一层对代表一年,浅色为夏季,深色为冬季(3)再作用面构造指交错层理中某些层组内的一个冲蚀成因的倾斜面。在此面的上、下相邻的前积纹层具有相同的倾向。再作用面的倾向与前积纹层相同,但倾角较小,而且一般较平滑。常见于潮汐和河流环境中。 思考:再作用面与层系面的区别?再作用面的形成示意图 一节 沉积构造标志(二)准同生变形构造当沉积物还处于塑性状态时,在物理作用影响下发生变形而形成的构造。引起沉积物发生变形的作用包括: ※差异负载作用 ※超负载作用 ※沉陷作用 ※滑塌或滑动作用 ※液化作用 ※拖曳作用形成的构造如下:1. 负载构造2. 球枕状构造3. 包卷层理4. 滑塌构造5. 砂岩岩墙和岩床6. 碟状构造 1、负载构造(重荷构造)下层为泥岩,上层为砂岩,在砂层底面上的突起底痕。是形状不规则,几厘米-几十厘米,突起高度几毫米-十几厘米(是层面上的“砂”表现)。与负载构造有关的是火焰状构造,是下层泥呈尖舌状挤入上覆的砂质层中(是层理面上看到的“泥”表现)。负载构造是砂层沉积在饱含水的塑性泥层上,在差异负载作用下形成的,多见于浊流沉积中。思考:与冲刷痕的槽铸型比较 负载构造(重荷构造)实例火焰山 假火焰状构造 2. 球枕状构造 3. 包卷层理 又称旋卷层理,指上、下沉积层未变形,而夹在其中的沉积层明显的变形,如盘回褶曲或复杂揉皱。其褶曲形态以“宽向斜,窄背斜”为特征。与滑塌构造不同的是旋卷纹层的纹层虽然强烈褶皱但仍非常连续,无断层、滑动及角砾化现象,而且仅限于一个层内,不涉及上下层。其成因主要是由于沉积物的液化作用和液化层的侧向流动的结果。包 卷 层 理 实 例 4. 滑塌构造松散或半固结的沉积物在重力作用下,沿斜坡发生移动,并产生各种变形和破坏作用。变形不明显时,像包卷层理。滑塌作用较强时,沉积层遭受强烈的揉皱和破碎,形成成分不同、大小各异的滑塌角砾。可以只发生在一个十几厘米的一个薄层中,也可发生在一个厚达几十米的一套岩层中。分布范围可以是局部的,也可达几公里。滑塌构造分布于浊流、潮汐、曲流砂坝等环境中。 思考 :滑塌沉积(混杂堆积(区别? 5、砂岩岩墙和岩床由于砂的液化作用形成流沙,当流沙贯入裂隙中,可形成岩墙或岩脉(宽 1-2几米)如果沿层面贯入,则形成砂岩岩床。 6、碟状构造砂岩中凹面向上的碟状泥质纹层,是沉积后,固结前,由超孔隙压力所形成的。故也称为泄水构造。 碟状构造实例 (三)暴露构造天灾——人祸 沉积物表面短期地暴露于地表形成的。包括干裂、雨痕、冰雹痕。 干裂(泥裂):沉积物暴露于暴晒、干涸、收缩而成。平面上多边形,剖面上“V”形。雨痕和冰雹痕:雨滴或冰雹降落在松软的沉积物表面所形成的小冲击坑,坑缘稍高,冰雹痕比与痕大而深,形状更不规则。 干裂(泥裂)雨痕、冰雹痕 三、化学成因的沉积构造 概念:是沉积时和沉积后,由结晶、溶解、沉淀等化学作用形成的沉积构造。大多数是在压实和成岩过程中生成的,属于次生沉积构造。对于解释沉积环境意义不大,但对成岩作用有很大的意义。常见的有:晶体印痕、假晶、鸟眼构造和帐篷构造等。1. 晶体印痕与假晶石膏、石盐在沉积物表面上结晶生长,后来因溶解而消失,就留下了具有晶体形态,经沉积物充填后,就形成了假晶)。常见石盐假晶呈立方体,产于盐湖、内陆盐沼及温暖气候下潮坪等沉积物中。盐的结晶)见动画”石盐假晶实例2. 鸟眼构造概念:在泥晶、斑晶白云岩或灰岩中,常见有 1-3、多平行层理排列、似鸟眼状、被亮晶方解石或硬石膏充填(或未被充填)的构造。一般是成群密集出现,故又叫网格状构造或窗格状构造。又常见于暗灰色泥晶灰岩中,又叫雪花构造。其成因主要有三种解释:(1)气泡作用,位于潮间带上部,沉积层中所含空气,以及有机质分解时产生的气体形成。(2)收缩作用,潮上带沉积物中,因蒸发失水收缩而成的空隙。(3)藻类腐解作用,潮间带,被埋藏的藻类腐烂后所形成的空洞。 鸟眼构造实例 3. 帐篷构造是碳酸盐潮坪环境形成的背斜状构造。具有柱状裂隙和干裂状断面。伴生有角砾岩。见于阿拉伯的萨布哈潮坪环境和澳大利亚的滨岸泻湖潮坪环境。是变浅和暴露的标志,半固结的碳酸盐岩因暴露、蒸发、干缩,使原始成积层发生弯曲、破裂、向上突起膨胀变形而形成。帐篷构造实例:(像印弟安人帐篷)外貌(裂隙) 四、生物形成的沉积构造 第一节 沉积构造标志一、沉积构造的概念及分类二、物理成因的沉积构造三、化学成因的沉积构造四、生物成因的沉积构造 概念:由生物活动或生长在沉积物表面或内部遗留下来的各种痕迹:生物遗迹构造生物生长构造生物扰动构造植物根痕迹构造1. 生物遗迹构造 生物生活的运动、居住、觅食、摄食等在沉积物表面或内部所遗留的痕迹,又称遗迹化石。包括: 足迹、爬迹、停息迹、潜穴、钻孔等。赛拉赫(赫克尔(人先后根据不同环境中的遗迹,划分了各种遗迹相(右图 5种与环境)。 生物遗迹构造实例 逃 逸 构 造2. 生物生长构造生物生长和捕获沉积物所产生。多数与藻类的生长有关,如藻叠层石(藻礁、藻丘、藻席)。藻叠层石是由蓝绿藻粘结细粒沉积物形成的构造。由明(浅色,无机质多)和暗(深色,有机质多)两种纹层组成。按形态分类:球状、半球状,锥状、柱状、波状、层状,其形态与环境有密切关系(图 5-31,32)按形态分类:球状、半球状,锥状、柱状、波状、层状,其形态与环境有密切关系。 生物生长构造实例看 看 图 片 1潮坪碳酸盐岩沉积相序列 P-层纹石;K-小分叉聚环叠层石;N-半球状叠层石;J-大型聚环叠层石和分叉聚环叠层石;状叠层石;M-柱形石;F-j- 鲕粒充填叠层石;G-核型石;Q-特征不显叠层石 3. 生物扰动构造 生物在沉积物表面或内部扰动沉积物的痕迹。强烈时,使原生沉积构造遭到破坏。所以,生物遗迹也属于生物扰动构造。斑状构造是指生物活动而使一些颜色、结构或成分与周围沉积物不同的斑块。 生物扰动构造实例 看 看 图 片 14. 植物根迹在三角洲平原、冲积平原、沼泽、海滨平原等大陆环境中,植物死后,留在沉积物中的根成为植物根痕迹。可以经碳化或硅化后保存下来,也可能是腐烂分解后的空洞被泥沙充填成为铸型。沉积构造与沉积体系分析(湖泊三角洲的分流河道与沼泽)实例:鄂尔多斯盆地延长组三角洲。第二节 岩石结构和粒度标志一、岩石结构标志碎屑岩的结构包括三方面内容,即:1、碎屑颗粒的特征:粒度、形状及颗粒表面结构。2、填隙物的特征:包括杂基和胶结物。3、碎屑颗粒与填隙物之间的关系:即支撑和胶结类型。1.碎屑颗粒的特征碎屑颗粒特征包括磨圆度、球度、粒度、分选性以及颗粒的表面结构。磨圆度:颗粒原始棱角被磨圆的程度。影响因素:取决于粒度大小、物理性质及磨蚀历史。在一定距离内:※较大的颗粒一般较小颗粒圆化得好;※硬度较小的颗粒比大的颗粒圆化好; ※经长距离(或长时间)搬运的颗粒比短距离(或短时间)搬运的颗粒磨圆度好。※另外, 搬运介质和搬运方式对颗粒圆度也有影响,如颗粒在风中搬运要比在水中更容易磨圆,而冰川的搬运则不易发生圆化作用。球度: 颗粒近于球体的程度。影响因素:取决于粒度大小、物理性质及磨蚀历史。※石英: 无解理,故搬运愈远,球度愈大;※云母: 虽经远距离搬运,其球度也可能较低。颗粒表面结构: 是颗粒表面的形态特征。※主要包括:颗粒表面磨光程度和刻蚀痕迹。※作用:揭示侵蚀、搬运、沉积的细节。※手段:肉眼、放大镜、显微镜、电子显微镜。2.填隙物的特征填隙物(基质,与颗粒相应)包括杂基和胶结物。杂基:与粗颗粒一起(同时)沉积下来的细粒(小于 ,不是沉积之后孔隙水化学沉淀物。杂基反映:颗粒的分选性(结构成熟度的标志);介质的粘度、密度、水动力; 高能条件:杂基少,纯净砂岩;低能条件:杂基多,复杂成分砂。胶结物:与杂基不同,是沉积后,孔隙水化学沉淀物。颗粒是上代产物,胶结物是相当于“自生矿物”或“准同生产物”,所以其是结晶结构。结构有:非晶质及隐晶质结构、显晶质结构。作用:反映粒间溶液的成分和成岩期的化学条件。3.胶结类型和支撑结构(1) 胶结类型① 基底胶结 ② 孔隙胶结③ 接触胶结④ 镶嵌结构it 2)支撑结构支撑类型分为:杂基支撑结构和颗粒支撑结构。杂基(基质)支撑结构:杂基含量高,颗粒漂浮其中。颗粒支撑结构:颗粒之间有接触(点、线、面、凹凸接触、缝合状接触)。 成因上:反映沉积和成岩中经受压实、压溶等强度,如缝合接触是成岩程度很深的特征。 二、粒度分布特征及其环境意义 粒度分析的意义:(1)确定介质的类型;(2)判断介质的能量;(3)确定搬运方式;(4)确定沉积方式。沉积物的颗粒大小称为粒度。粒度特征反映沉积作用的流体力学性质,是判别沉积环境的重要标志。粒度分析主要研究沉积物的结构特征(粒度大小和粒级分布)。 碎屑物质埋藏后除部分石英有生加大或溶解外,一般颗粒变化不大,因此,粒度特征直接反映水动力条件。(一)粒度分析的主要方法根据颗粒大小及岩石致密程度的不同,分别采用 5种方法:1. 直接测量法用于砾岩,用尺直接测量砾石的直径,测量一定面积内的全部砾石不少于 100 个。2. 筛析法用于未固结的碎屑岩,用直径不同的筛子将砂过筛,分出不同的粒级组分,称出各自的重量,求出百分含量。3. 薄片粒度法用于固结的岩石,在显微镜下,测量薄片中颗粒的直径,并将测量值换算成 Φ 值,按 1/4间隔分组,计算各组内颗粒百分数,每片要求统计 300-500 颗粒。4. 沉降法:用颗粒沉降速度来划分粒级分布。5. 激光粒度仪法: 采用光学原理,通过测量颗粒群的空间频谱来分析其粒度分布。粒度和杂基校正粒度校正:运用上述不同的方法所得到的结果可能有偏差,如薄片粒度与筛析粒径之间的偏差可达 更大,这是切片效应造成的结果(切片效应:在颗粒集合体的切片中,颗粒的视直径平均值小于真直径),必须进行校正。弗里德曼(1962)提出的粒度校正回归方程是: D=-校正后筛析直径 Φ;d-薄片中视直径 Φ杂基校正:薄片粒度法分析法,也要做杂基校正。方法是用显微镜测的杂基含量(由于切片效应和成岩后生作用,其值一般较高)的 2/3或 1/2为校正值,假定为 X,将各累计频率乘以(100-X)作为该粒级的真正百分含量。 (二)颗粒粒级的划分一般采用伍登—温德华标准, 它是以毫米为单位的一个分类方案,后来克鲁宾(1934)提出了一种对数换算,称其为 Φ 值。Φ=-D 为颗粒直径)粒径(毫米)和 Φ 值的对应关系见下表: (三)粒度曲线和粒度参数常用的粒度曲线包括:直方图、频率曲线、累积曲线、概率累积曲线。 1、直方图:横座标为颗粒粒径区间,纵座标表示粒级的百分含量,作出一系列相互连接,高低不平的距形图(见图 5-23 左上),直方图优点是直观、简明地反映出粒度分布特征。2、频率曲线:是将直方图每个柱子的纵、横边的中点依次连成多边形频率曲线(图5-23 右下),此频率多边形的面积仍基本等于直方图的面积和。频率曲线可清楚地表明粒度分布特点,分选好坏,粒度分布的对称度(偏度),尖度(峰度)等。3、累积曲线以累积百分含量为纵座标,以粒径 Φ 为横座标,从粗粒一端开始,在图上标出每一粒级的累计百分含量。将各点以圆滑的曲线连接起来,即成累积曲线。累积曲线一般呈S型。(图 5、概率累积曲线是在正态概率纸上绘制的,横座标代表粒径;纵座标为累积百分数,并以概率标度(以 50%处为对称中心,上下两端相应地逐渐加大),将粗尾、细尾部放大,并清楚地表现出来。粒度不是一个简单的对数正态分布,而是由几个呈对数正态分布的次总体组成,一般来说,包含三个次总体,表现为三个直线段,代表了三种不同的搬运方式:悬浮、跳跃和滚动搬运。概率图上其它参数有:截点:二个次总体直线交点,以横座标表示,细截点(S 截点),是悬浮总体和跳跃总体的交点;粗截点(T 截点), 是跳动总体和滚动总体的交点。混合度:指两个次总体直线段相交时,在截点处有些点不在直线上,而是零散过渡的,也称为过渡带,反映沉积分异相对复杂。次总体百分含量:即各次总体占总量的百分数。分选性:以各次总体直线段的斜率,即直线段倾斜角度表示。 上述各次总体发育的数量、粒度范围、分选性等参数是有规律地受沉积条件和水动力条件控制的。各种沉积环境的概率粒度分布不同。 常用的粒度参数:平均粒度(准偏差(σi)偏度(态(算粒度参数有二种方法:数理统计法:概率和统计学方法,直接用粒度分析得到的每个粒级的百分比计算,常用的计算方法是矩法。图解法:从累积曲线上读出某些累积百分比处的颗粒直径,再以简单算术公式计算各种粒度参数。 (3)峰态(尖度)(如下图左)表示频率曲线对称性的参数,分为三类: 单峰对称曲线:以峰为对称轴的对称曲线,曲线为正态分布,反映出:均粒度)=值)=数)。不对称正偏态曲线:曲线不对称,主峰偏粗一侧,即沉积物以粗组分为主。不对称负偏态曲线:曲线不对称,主峰偏细一侧,即沉积物以细组分为主。 (4)峰态(尖度)(如下图右)正态频率曲线的特殊类型,曲线的尖锐或钝园程度:尖锐、 正态、扁平 (四)粒度参数散点图是粒度参数的一种综合图解。它比单一的参数更有意义。编制不同参数的离散图,可将不同成因的沉积物区别开来。图中不同环境的沙并不是明显的界限,而是总的趋势。 (五)C-M 图解C-M 图是帕塞加(957)提出的综合性成因图解,是一种粒度参数散布图。是多样品分析,用 粒端)和 等粒)反映介质搬运和沉积作用的能力。分别作为双对数坐标纸上的纵、横坐标,构成 C-M 图。C 值为累积曲线上含量为 1%的粗粒径值;M 值为累积曲线上含量为 50%的中粒径值。C-M 的图解意义: >1浮,C >0.8 动与 C= (六) 粒度参数的环境判别公式 第三节 岩矿成份和地球化学标志一、岩矿成份标志主要是用显微镜和电子显微镜对岩石和矿物进行显微研究(精细的组分、结构、构造、微相研究),提供环境分析的可靠标志,主要包括以下二方面:1. 陆源碎屑成分(1)利用矿物的标型特征分析母岩类型(2) 利用碎屑矿物组合分析母岩类型2. 自生矿物和特殊岩石类型 (1)自生矿物(2)特殊岩石类型 1. 陆源碎屑成分根据碎屑成分和矿物标型特征来研究沉积物来源方向及物源区岩类型。陆源碎屑成分:包括岩屑和轻、重矿物,是物理风化和化学分化的残余物,是分析物源区岩石类型的直接依据。分析的内容:岩屑、轻矿物、重矿物标型组合特征,含量变化,确定物源方向、源区位置、母岩类型、搬运距离等。(1)利用矿物的标型特征分析母岩类型 矿物标型特征:指不同成因的同种矿物,由于形成时物理、化学条件的不同,因而在化学组成、晶形和物性上存在的差异性。如沉积岩中的石英,可以据其包裹体、消光类型、晶体形态和多晶现象等标志区分母岩类型。阴极发光显微镜的发明和应用,使对原来认为是无标型特征的单晶石英颗粒等,也可确定其成因类型。 (2) 利用碎屑矿物组合分析母岩类型每一类岩石都有其特定的矿物组合,经风化、剥蚀、搬运、沉积、成岩。在形成的碎屑中,能基本保留其组合特征。2. 自生矿物和特殊岩石类型 (1)自生矿物沉积期或同生期形成的矿物,说明沉积时期水体介质的物理、化学条件(如 度等)。海绿石: 绿色,为富铁、富钾的含水层状铝硅酸盐矿物,呈圆锥状、肾状。海绿石的成因:是改造生成和胶体沉淀而成。现代海绿石形成于陆棚区(浅海),弱咸性(-8)和弱氧化—弱还原(0) 的正常海水,水温 10o-15度大于125m。在寒冷地区,水深 30米就可形成。海绿石形成在水底层,经水化和离子交换作用(即海解作用)而形成。要求一定的原始物质供给,如粘土矿物、云母、角闪石、辉石、长石、绿泥石等(即不是完全独立结晶的)。鲕绿泥石:绿色,鲕状、球粒状,易于与海绿石混淆(铁质硅酸盐矿物,基本不含钾)。海相成因。与海绿石的形成温度和深度不同,鲕绿泥石形成于较温暖的浅海,水温大于200C,其分布深度小于 60m。粘土矿物: 小于 2μm,含水的铝硅酸盐类,如水云母和蒙脱石等。粘土矿物是絮凝作用形成的,能反映介质的 高岭石形成于酸性介质中,一般为大陆环境;水云母、蒙脱石形成于中性或碱性介质中,多为海洋环境。(2)特殊岩石类型一些岩石可指示沉积时的能量条件和古气候标志。碳酸盐岩: 以海洋为主,也有淡水灰岩。依据生物化石和沉积地球化学来区别海相与陆相。碳酸盐岩反映弱碱性,藻叠层石灰岩形成于潮坪环境,鲕粒灰岩形成于滨浅海,泥晶灰岩形成于静水环境。 红层: 多为大陆环境,为含 湿气候条件下,风化后成赤铁矿而显红色。海相红色页岩可由化石红色或干旱气候带的风成产物。蒸发盐: 是含盐度较高的卤水,通过蒸发作用产生的化学沉积物,反映气候干燥和闭塞环境。见于内陆盐湖或滨海泻湖环境。条件:干旱气候带、清水静水(泻湖)、碳酸钙组分。磷块岩: 海相为主,陆相少见。含量是随着深度的增加而增加。在平静—搅动交替的水动力条件下,分散的磷质可逐渐集中,形成鲕状、团粒状、结核状或各种交代假象。在 50-200m(浅海)更有利于其形成。锰结核: 以海洋为主,湖泊和沼泽也有。锰结核中微量元素的浓度随着环境的改变而发生有规律的变化,因而其比值具有指示环境的意义。如在湖泊和浅海中形成的铁锰结核中 i、b 等元素要比大洋中少的多。礁灰岩: 由复体、固着的造礁生物形成突起和抗浪的地貌。造礁生物主要有珊瑚、层孔虫、苔藓虫、海棉、藻类等。礁灰岩(藻礁灰岩、叠层石灰岩)是浅海环境的良好标志。大洋锰结核矿成因之谜1873 年, “挑战者”号从海底捞上来几块像黑煤球的硬块。后来,经过化验分析,才知道它不是化石,而是含有大量锰,铁、铜、镍、钴等元素的矿石。叫“大洋锰结核” 。20 世纪70 年代后,世界上有条件的海洋国家,投以巨资,对大洋锰结核矿进行调查,研究其开发的可能性。针铁矿(0于 270C)一般形成在较浅水区(包括滨海、湖盆) 。鲕绿泥石(105多见于滨海。鲕状赤铁矿(355,多见于滨海。海绿石和磷块岩(1250,多见于浅海。二、地球化学标志化学成因的沉积构造是一个方面地球化学与沉积学相结合成为沉积地球化学,能够为沉积环境分析提供物理标志和生物标志所不及的沉积地球化学标志。主要包括:元素地球化学和稳定同位素地球化学。 (1) 古盐度的测定 硼法、元素比值法、沉积磷酸盐法(2) 氧化还原条件(3) 古水深标志(4) )古温度测定(2)古气候分析(3)古盐度测定 ) 古盐度的测定硼法: 963)据前人资料及自己的研究成果证明了粘土中硼主要富集于伊利石中,并成功地把硼、伊利石含量和古盐度联系起来,为盐度的定量计算奠定了基础。大于 400超咸水现代海水中硼的含量为 0水中含量很低,而内陆盐湖中具有很高的硼含量。沉积物中的硼含量与水体硼含量有关,因而,也和水的盐度存在函数关系。 元素比值法:B//镓),B 主要吸附于粘土矿物中,活动性较强。粘土矿物中富集,在淡水的岩石中较海洋的岩石为高。故用 B/ 为海相。a(锶/钡), a 化学性质十分相似、它们均可以形成可溶性重碳酸盐、氧化物和硫酸盐进入水溶液中。在近岸沉积物中富 迁移能力高于 迁移到大洋深处。碳酸盐矿物有对 捕获作用。a 在淡水沉积物常 1。沉积磷酸盐法:967)根据美国现代河流和河口湾的资料发现,在沉积磷酸盐中,与 的相对比值与盐度的密切关系。其后许多学者又进行了较深入的研究(表5-7) 。(2) 氧化还原条件的标志主要是根据同生矿物组合,如对介质 高低反映灵敏的 n 等变价元素的矿物组合。铁在海盆中沉积具有明显的规律性,随着 h 值的降低,铁矿物呈不同的相依次分布,铁的化合价也相应变化。 (3) 古水深标志 用古生态法和遗迹化石标志恢复盆地的古水深。元素的聚集与分散与水深度(离岸距离)有相关性。元素在沉积作用中所发生的机械分异作用、化学分异作用、生物生理作用、生物化学作用的结果。由滨岸向深海,n、P、i、n 等增加,其中 i、u 含量升高。海洋沉积物中 般随h 值降低, 矿物逐渐从海水中沉淀出来。此外沉积速率也影响着 积速率低,从海水中沉淀出来的 沉积物中 o 被作为定量估算古水深的标志元素。(4) 源区分布母岩性质基本决定了风化产物的元素组成。尽管在不同古地理条件下,由于气候、生物活动、地形、水介质的影响,风化产物搬运后的沉积物已在很大程度上有别于风化产物的原始元素组成,但母岩成分还是能在某些特征元素含量的变化上体现出来。2. 稳定同位素在沉积环境分析方面的应用方法碳同位素国际标样采用 国南卡罗来纳州白垩纪 的箭石。氧同位素国际标样采用 准平均大洋水) ,在与古温度有
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本文标题:第五章沉积环境的主要判别标志
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