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第二部分沉积相模式

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1第二部分沉积相模式第八章沉积相的概念及分类第一节沉积相的概念相这一概念是由丹麦地质学家斯丹诺(Steno,1669)引入地质文献,并认为是在一定地质时期内地表某一部分的全貌。1838年瑞士地质学家格列斯利(Gress1y)开始把相的概念用于沉积岩研究中,他认为“相是沉积物变化的总和,它表现为这种或那种岩性的、地质的或古生物的差异”。自此以后,相的概念逐渐为地质界所接受和使用。二十世纪以来,相的概念随着沉积岩石学和古地理学的发展而广为流行,对相的概念的理解也随之形成了不同的观点。一种认为相是地层的概念,把相简单地看作“地层的横向变化”,另一观点则把相理解为环境的同义语,认为相即环境;还有认为相是岩石特征和古生物特征的总和。油气田勘探及其他沉积矿产勘探事业的飞速发展促进了相的研究,使人们对相这一概念的认识更加深入。目前较为普遍的看法是,相的概念中应包含沉积环境和沉积特征这两个方面的内容,而不应当把相简单地理解为环境,更不应当把它与地层概念相混淆。鉴于上述,我们把相定义为沉积环境及在该环境中形成的沉积岩(物)特征的综合。沉积环境是在物理上、化学上和生物上均有别于相邻地区的一块地表,是发生沉积作用的场所。沉积环境系由下述一系列环境条件(要素)所组成:①自然地理条件,包括海、陆、河、湖、沼泽、冰川、沙漠等的分布及地势的高低;②气候条件,包括气候的冷、热、干旱、潮湿;③构造条件,包括大地构造背景及沉积盆地的隆起与坳陷;④沉积介质的物理条件,包括介质的性质(如水、风、冰川、清水、浑水、浊流)、运动方式和能量大小以及水介质的温度和深度;⑤介质的地球化学条件,包括介质的氧化还原电位(Eh)、酸碱度(pH)以及介质的含盐度及化学组成等。上述条件的综合即为沉积环境。沉积岩特征包括岩性特征(如岩石的颜色、物质成分、结构、构造、岩石类型及其组合)、古生物特征(如生物的种属和生态)以及地球化学特征。沉积岩特征的这些要素是相应各种环境条件的物质记录,通常构成最主要的相标志。综上所述,沉积环境是形成沉积岩特征的决定因素,沉积岩特征则是沉积环境的物质表现。换句话说,前者是形成后者的基本原因,后者乃是前者发展变化的必然结果。这就是相的概念中沉积环境和沉积岩特征的辩证关系。与相的概念同时存在的还有沉积相、岩相等这些流行的术语。在沉积学中,相就是沉积相,二者是同义语。岩相是一定沉积环境中形成的岩石或岩石组合,它是沉积相的主要组成部分。岩相和沉积相是从属关系而不是同义关系。沉积模式或相模式则是以图解、文字或数学等方法表现的一种理想的和概括的沉积相,并能有助于了解复杂的自然现象和作用过程,是近几十年来不断建立起来的一个新内容。波特和佩蒂庄(PotterandPettijohn,1963,1977)认为:“沉积模式是在原来形式上加以构思的,事实上就是描述和再现了沉积作用的面貌。”沃克(Walker,1967)认为沉积模式是“删去其地方性的细节,而保留其纯粹本质上的东西。”所以,沉积模式就是对于沉积环境及其产物及作用过程的高度概括。沉积模式还有具广泛概括性和代表性的模式,也有只代表区域性特征的地方性模式。沃克认为作为一个沉积模式还必须起到以下四方面的作用:(1)它必须起到作为对比标准的作用;(2)它必须起到进一步观察的提纲和指南的作用;(3)它必须起到对新的地质环境的“予测者”的作用;(4)它必须起到水动力学解释的基础的作用。所以,沉积模式是从许多实例中经过提炼和概括的,可以反映沉积物的空间、时间的变化规律,以及和沉积环境的成因联系,可以作为研究其他实例时对比的标准。沃克还认为艾伦(Allen,1964)所作的曲流河的三维模式图和柱状模式图充分起到了一个相模式的作用,它是一个被充分肯定的可作为对比的标准,是进一步观察的指南,并已被用来作为水动力学解释的基础,很多研究者还用它来予测新的油气远景区。但目前这样高度概括的成功的模式还不多,一般还常常使用地方性模式或典型实例进行对比研究,其中有些也可以用来作水动力学解释的基础。2对沉积模式可以采用不同的分析方法和不同的表现形式(据Reading,1978):(1)直观模式:以简化的图式直观地表现出沉积环境、作用过程和最终产物之间的复杂关系。(2)事实模式(或译实际模式):以现代的有代表性的地区或古代的沉积岩层的相组相序为基础而建立的模式。例如北海模式是以北海为基础归纳出的大致可表示潮汐作用为主的一种浅海沉积的模式。(3)动态模式:又叫相层序,能表示形成一个特征的沉积体的沉积作用全过程的沉积模式。例如一个推进的堡岛模式为一个向上变粗的垂直层序;又如一个曲流河模式为一个向上变细的垂直层序;又如一套沉积层代表雨量逐渐增加而造成的从碎屑旋回过渡到化学旋回的变化等。(4)静态模式:表示在一个特定时间的沉积层内的沉积环境特征和沉积物的相变规律。这种模式能用来予测物源区的位置,予测资料不足地区的古沉积环境,以及再造古地理。以现有资料不断检验这个模式,还可以不断修改和提炼,使之更精确、完善。(5)比拟实验模式:以模拟实验所获得的沉积特征为基础而作成沉积模式,有助于查明有特殊沉积特征的沉积物成因的可靠准则。(6)数学模式:为以数学方法模拟复杂的沉积作用过程的模式。如以数学方法表示海平面上升或降雨量增加和沉积物供给量增加的相互关系而作成的模式,有助于对比和预测。近年来随着沉积学向成因方面深入发展,“沉积体系”被广泛用于沉积相研究中。它指的是成因上相关的沉积环境的组合。第二节沉积相的分类沉积相可根据沉积岩原始物质的不同,分为碎屑岩沉积相和碳酸盐沉积相。前者以砂、粉砂、粘土等碎屑物质为主,沉积介质以浑水为特征,岩性以碎屑岩为主;后者以化学溶解物质(尤以碳酸盐物质)为主,介质以清水为特征,岩性以碳酸盐岩为主。目前沉积相的分类通常以沉积环境中占主导地位的自然地理条件为主要依据,并结合沉积动力、沉积特征和其他沉积条件进行划分。本教材对陆源碎屑沉积相的划分如表8-1所示和图8-1。分类表中的“相组”和“相”分别为一级相和二级相。在此基础上可进一步划分出“亚相”和“微相”,即三级相和四级相,这将在以后章节中分别介绍。碳酸盐沉积相见第十二章。表8-1沉积相的分类相组I、陆相组II、海相组III、过渡相组相1.残积相2.坡积-坠积相3.沙漠(风成)相4.冰川5.冲积扇相6.河流相7.湖泊相8.沼泽相1.滨岸相2.浅海陆棚相3.半深海相及深海相1.三角洲相2.扇三角洲相3.河口湾图8-1常见沉积相的分布31.冰2.露头3.冲积扇4.点砂坝5.河道充填6.曲流河7.绝口扇8.洪泛盆地9.海岸平原10.沿海沙丘11.海滩12.天然堤13.湖泊14.沼泽15.冲越扇16.泻湖17.坡积18.风成沙丘19.盐沼20.潮坪21.沙咀22.障壁坝23.辫状河24.内陆湖25.内陆间歇河26.沙漠沙丘27.卵石沙漠28.石质沙漠29.盐沼30.盐坪31.海岸沙丘32.河口坝33.风暴沉积34.分流间湾35.分流河口坝36.海滩沙堤37.沿岸砂坝38.河口湾39.牛轭湖40.滑塌41.块体流(浊积)42.海底峡谷43.扇内水道44.深海扇45.远端浊积46.深海海道47.深海浊积48.等深流沉积I三角洲前缘II前三角洲III过渡带IV陆棚V陆棚边缘VI陆坡VII盆底VIII半深海沉积甲曲流河—三角洲乙辫状河—三角洲第九章陆相组陆相沉积发生在大陆上,包括残积相、坡积-坠积相、沙漠(风成)相、冰川相、冲积扇相、河流相、湖泊相、沼泽相。残积相是风化残余的产物,分布于不整合面上;而坡积-坠积相是由山上高处的岩石坠落在山坡或山脚下堆积而成,分布局限,故本章不作介绍。第一节沙漠(风成)相一、沙漠的环境特点沙漠是大陆上雨量稀少、生物难于生存的干旱地区。因其蒸发量很大,又缺乏植被,所以风的作用十分强烈。沙漠分布的面积很大,可达数百至数万平方公里,厚达几十米至数百米。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°~30°范围内的副热高压带及信风带(图9-1)。在高山环绕的大陆内图9-1世界沙漠分布图(据Glennie,1970)4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应是十分普遍的现象。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(Galloway和Hobday,1983)。在沙漠地区,风及温度的日变化和季节变化很大,年平均降雨量极低,降雨频率每年几次或每隔10~20年一次,而且常常是剧烈降雨,蒸发量常是降雨量的数倍,故极少或几乎没有植物生长。由于缺少植被及土壤的覆盖,可形成暂时性地表湍急迳流,并在沙漠中形成间歇性水道(河流),称为“旱谷”。水流流向沙漠低洼处发育成沙漠湖,这种湖泊在一年的绝大部分时间是干涸的。如果某些地区先是有水积聚,后又干涸,形成盐结壳,则称为内陆盐碱滩或内陆萨布哈(图9-2)。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”。它常位于沙漠层序的最底部,分布于风蚀盆地和旱谷深处。风的吹扬和搬运,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”。尘土或粉砂被风携带至沙漠附近地区堆积下来形成黄土沉积,但这种黄土沉积实际已不属于沙漠沉积的范畴了。二、沙漠的沉积类型及特征沙漠按其沉积性质的不同,可分为岩漠、石漠(戈壁)、风成砂、旱谷、沙漠湖和内陆盐碱滩等沉积类型,下面简述它们的特征。(一)岩漠沉积岩漠是以剥蚀作用为主的平坦的岩石裸露地区,风的吹扬作用带走了细粒物质,仅在大石块背后的风影区偶尔残留有少量棱角状砾石堆积或石块。岩漠沉积位于沙漠沉积层序的最底部,但在地层剖面中很难见到其保存。(二)石漠沉积石漠又称为“戈壁”,是在地势平缓地区风蚀残留地面上的残余堆积,即风力以悬浮和跳跃方式所不能搬运走的残留粗粒沉积。主要组分为砾石和粗砂,分选差至中等,频率曲线为双峰式。砾石以稳定组分为主,其表面有撞击痕和破裂现象,风的磨蚀作用可形成风图9-2与山脉相邻的沙漠盆地沉积环境格局图(据Friedman和Sanders,1978)5棱石。细砾石在强风作用下可形成砾石丘,常具有大型交错层理。沉积厚度较薄,一般仅数厘米,但分布和延伸较远。石漠沉积也可以与沙丘砂成互层产出,或呈沙丘砂层间的薄砾石夹层(图9-3)。现代石漠在中亚和非洲均有分布,我国西北地区的戈壁亦属石漠沉积。图9-3石漠沉积与沙丘砂的剖面层序(据赖内克等,1971)(三)风成砂沉积风成砂沉积,实际上是狭义的沙漠沉积。主要沉积物为风成砂,成熟度高,稳定矿物组分多,粘土含量低,分选极好,频率曲线为单峰,若为双峰,就有两种分选好的砂粒存在。风成砂的粒度中值为0.15~0.25mm,颗粒磨圆度高。风的磨蚀作用使砂粒(主要是石英)表面呈毛玻璃状。颗粒表面还可见因搬运过程中彼此撞击遗留下来的不规则显微凹坑,以及因铁质浸染形成的氧化铁薄膜。风成砂可进一步分为沙流、沙盖和沙丘三种沉积类型。沙流又称沙影,是指挟砂风在障碍物后所形成的堆积,砂体呈舌状,内部具倾斜纹层。沙盖是一种分布广而又平缓的堆积。砂的分选良好,具水平层理,常夹薄砾石层。沙丘是风成砂的最主要堆积类型。其内部具有特征的风成交错层理,前积细层倾角为25o~34o,细层厚一般为2~5cm,层系厚可达1~2m,最厚达数米(图9-4)。此外还可见厚为数毫米的极薄的水平纹层,纹理清晰,有时为重矿物与轻矿物分别富集的纹层显现而成。沙丘沉积层序的底部为分选差至中等、水平或倾角很小的粗粒层状沉积物,其上为分选好具大型交错层理的砂层,交错层细层倾角陡、倾斜度极为一致。在沙漠盆地边缘,风成层序底部具石漠或戈壁沉积物,其上为旱谷(干河床)与风砂沉积的互层,再上部为沙丘沉积,常与局部的内陆盐碱滩沉积共生。(四)旱谷沉积图9-4风成沙丘交错层理,陕西铜川白垩系石英砂岩(据沉积构造与环境解释编著组,1991)6旱谷又称干河洼地,是沙漠中长期干旱的河流,只有降雨才会有水流过。旱谷沉积是一种间歇性辫状河流沉积作用的产物。因具有暴洪特点,河道不固定、沉积速度快,顺坡堆积呈扇状,故称旱谷冲积扇。一场雨后,扇状沉积又被辫状水流切开,在旱谷中又形成类似辫状河的沉积,沉积物粒度粗,砾石可具叠瓦状排列。如果旱谷没有砾石沉积,则可由分选好、具各种层理的砂质沉积组成。在一个沉积旋回中有向上变细的趋势,其顶部为粘土或泥质沉积物,具泥裂,雨痕等构造。旱谷干涸无水时。可被风成沉积掩埋,下次洪水到来时,若风成沉积未被全部蚀去,则会被掩埋在新的水流沉积之下。故在剖面上,旱谷的水流沉积常与风成沉积交替呈互层出现(图9-5)。(五)沙漠湖和内陆盐碱滩沉积在许多沙漠的低洼地区,其潜水面已接近地表,其中有一些地方成为很浅的暂时性湖泊,称为沙漠湖。湖水湖水主要来自间歇性洪水或渗入地下的地下水。这些湖泊在一年中大部分时间是干涸的,但也有半永久性的。沉积物由流水或风搬运而来,主要为粉砂或粘土沉积,各薄层常见递变层理。湖水干涸后,顶部粘土层发生干裂和卷曲碎片,因风沙覆盖而保存,常有石膏和石盐与其相伴生。图9-5风成沉积和水流沉积交替出现的旱谷沉积层序(据Glennic,1970)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或干盐湖、内陆萨布哈,在我国西北地区的塔里木盆地、吐鲁番盆地的柴达木盆地的大沙漠中均有内陆盐碱滩存在。沉积物常为砂、粉砂、粘土和蒸发矿物组成的韵律层,蒸发矿物包括方解石、白云石、石膏、硬石膏和岩盐等。第二节冰川相一、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。现代的冰川在世界上分布不广,据统计约占地表面积的3%。然而在地质历史时期,却出现过几次规模巨大的冰期,它们在地层中保存有广泛的遗迹。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,生物遭到毁灭性打击,有的因不能适应冰期环境而灭绝,有的虽能幸存,但其种属与个体的数量却大大减少。因此,冰期是地质历史上一种罕有的灾难性事件。冰川的分类一直没有得到很好的解决。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。7(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。与冰川有关的沉积环境,是围绕冰川边缘并受其强烈影响的冰前环境,其中包括冰河、冰湖和冰海等(图9-6)。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一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已引起了人们的重视。图9-6冰川环境及相关地貌示意图(据Edwards,1978)二、冰川的侵蚀、搬运和堆积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lmm的重结晶的椭园形冰粒,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慢的层流。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(图9-7)。这种作用称为刨蚀作用。带棱角的岩块和冰体冻结在一起,镶嵌在冰川体上,成为象挫刀一样研磨与刨蚀基岩的工具。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圆滑,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,其方向与冰流方向一致。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,地貌工作者称为冰流,有时也指沉积下来的沉积物(图9-8)。沿冰川边缘搬运的沉积物称为侧碛。二个冰川汇合在一起,侧碛汇合成中碛。陷入冰川裂隙或冰洞中的碎屑称内碛。内碛降落或冰川刨蚀产生的底部碎屑称为底碛。当冰川消融时,各种冰碛混合在一起,最终在冰川前缘沉图9-7冰川的刨蚀作用8积,称为终碛(图9-9)。终碛不是一种搬运产物,而是一种沉积物。直接由冰川堆积的沉积物称为冰碛物。它是一种未经分选的由泥质质点、砂粒、砾石以至巨大的岩块混合而成的块状堆积物。其中细粒的碎屑主要是由冰研磨而成,没有明显的风化痕迹。较粗的颗粒表面常具钉子形擦痕和光面。冰碛物的石化产物称为冰碛岩(tillit)。冰碛岩常常与碎屑流沉积混淆,但是,如果这类沉积停积在具沟槽、擦痕和磨光面的基底之上,那么就无疑是冰川成因的了。三、冰水沉积由冰川搬运来的后经融冰水再搬运并沉积下来的物质称为冰水沉积。冰水沉积既有冰川作用的痕迹,又有流水改造作用的特征。冰水沉积的重要特征是具有一定的层理和分选性。因此,又称层状冰碛。按其堆积的位置可分为二类:(1)冰前沉积在冰川界限以外形成的沉积,如冰水平原、冰湖和冰海沉积。(2)冰界层状沉积是在与冰川接触部分形成的一种融冰水沉积,如蛇丘、冰碛阜等。(一)蛇丘和冰碛阜沉积蛇丘主要是由冰体下部隧洞流出的融冰水堆积的沉积物,形态呈伸长的曲线状,象一道墙。其方向大致与冰体运动方向一致。如果蛇丘沉积物经过分选,有时也可具粒序、冲淤构造、交错层理及水平层理。底碛被运动的冰川改造成的流线状小丘称鼓丘。冰碛阜是冰川表面的冰水沉积,在冰体融化后,沉落在底床上的沉积体。因此多呈孤立的丘状,内部常具同心状构造,层理与冰碛阜外形一致(图9-10)。(二)冰水平原当融冰水切过终碛堤,在外围所形成的扇形堆积体称为冰水扇。几个冰水扇相连接可以构成起伏平缓的冰水平原。冰水平原沉积主要是由砂砾组成的层状的冰河沉积。相邻沉积层间粒度变化很大,其中偶尔也可见到大的冰川漂砾。特征的沉积构造有冲淤构造、水平层理与交错层理等,冰水平原向下可过渡为辫状河沉积。(三)冰湖流积在冰前地带冰融水因为受阻可以聚集成冰水湖。其规模与历史长短可以有很大不同,但是该湖可以随着逐渐后退的冰缘扩展,以致冰湖沉积覆盖很大的区域。在冰川湖的边缘可以形成旋回构造发育的小型扇三角洲,通常其前积层陡倾,向下坡渐变为细粒的湖底沉积物。如果波浪作用活跃,在湖滨地带也可发育薄层的分选良好的砂和砾(图9-11)。当冰川在静滞的湖泊中终止时,水下可以形成粗粒的冰水沉积。在淡水湖或半咸水湖图9-8冰川搬运的类型(据Sharp,1966,修改)图9-9因冰川间歌后退形成的终碛(据Flint,1977)图9-10冰川作用区的地貌特征(据Holmes,1965修改)9中,这些沉积物很快就过渡为纹泥。浅湖底部的典型沉积是纹泥。纹泥是一种由薄的浅色的细砂、粉砂层和暗色的泥质层交替而成的向上变细的韵律沉积。淡色的粗粒纹层代表春夏温暖季节的沉积,暗色的细粒纹层代表秋冬季节的沉积。淡色的粗沉积也可以是高密度的冰河沿湖底注入而成的。在冰湖纹泥中偶尔也可见到少数坠落石,它们是从浮冰中坠落的。(四)冰海沉积冰海环境是指漂浮有冰川冰以及与冰川和冰架邻接的海。这些冰块通过筏运和对海水的温度、盐度、密度、悬浮沉积物的浓度的改变,影响沉积物的搬运。冰海沉积突出的特征是坠落石、它是随浮冰(冰山和冰架)筏运入海,沉积在较细粒基质中的较粗碎屑物。如果基质是纹层状的,那么坠落石可以刺穿或者压弯下伏的纹层。在差异压实作用下,坠落石周围的纹层被压缩。坠落物也可以是冰川冰融化释放的冰债物团块。与冰海有关的沉积物主要有三种类型:在冰川末端的下面,大量的冰碛物释放,形成无层理的基底冰碛物。向海方为层状冰碛物,只含少量粗粒沉积物,它们可能是冰山搬运来的,或者是冰};冰释放的。最外带为具有坠落石的纹层泥。基底冰碛物无层理,缺乏分选,不含原地的生物,而冰海沉积含有原地的生物化石,粘土含量较多,但有分选,具层理。四、冰川沉积相(一)主要沉积相Edwards(1978)将冰川沉积物归纳为五种沉积相(表9-1):(l)块状冰碛岩;(2)层状砾岩和砂岩;(3)纹层状泥岩,其中含或者不含坠落石;(4)与岩相(2)和(3)相伴生的冰碛岩,(5)带状冰碛岩。其中(l)(2)(3)三种相最为常见。对于大陆上的第四纪沉积来说,这些相的解释比较明确:块状冰碛岩是冰下环境沉积的底积物;层状砾岩和砂岩是冰河或冰界冰前沉积;具纹泥、坠落石或特征化石的纹层状泥是冰湖或冰海沉积。呈块体流方式侵位的冰碛物或混积物,通常是冰界带层状砾岩或冰前水下环境的纹层泥的夹层。l、块状冰碛岩块状冰债岩是冰川作用最特征的一个沉积相,其主要特征可归纳为以下几点:①结构杂乱,无分选或分选很差,粒度分布呈双众数或多众数。在研究冰碛物结构时,通常把基质与碎屑的界限定在2mm。②内部不具层理,但是其中可以夹有具层理的孤立的层状沉积物透镜体,通常为砂岩或砾岩,它们是冰下或冰内河在原地沉积的。③碎屑物类型极其复杂,表面具光面及擦痕.其中可以有盆地外的各种岩石和盆地内的沉积岩及层内的经过再搬运的冰川沉积物。表9-1主要的冰川相、沉积作用和形成环境相沉积作用环境块状冰碛岩条带状冰碛岩在活动冰下面沉积的底碛冰下环境层状砂岩和砾岩砂岩和砾岩中的杂乱沉积层或透镜体流动水中沉积的乱杂沉积物块替流(冰碛流)和流动的水体冰上、冰内、冰前(包括水下)冰上、冰界、冰前(包括水下)图9-11冰湖沉积作用示意图(据Edwards,1978)10韵律的纹层状粉砂岩和粘土岩,纹层状泥岩,具坠落石块状混杂岩纹泥,季节性沉积由扰动水中的悬浮体及冰浮物质沉积的水成冰碛岩,静水中的悬浮体及冰浮物质沉积冰湖冰海④可以在较大范围内追索。至少可以追索数公里。⑤厚度可达数米至数十米,呈层状、楔状或舌状产出。⑥下伏基岩具有磨光面、擦痕和沟槽.2、带状冰碛岩带状冰碛岩具条带状构造。这种条带是由于颜色、成分、粒度的变化引起的。单个条带厚几十毫米至几十厘米,常呈褶皱状,轴面平行于区域层理方向,褶皱一般是等斜状的。带状冰碛岩是二种不同的沉积体混合成的,一种是外来的,一种是当地的,二者在冰川之下因冰川的塑性活动局部混合,并被剪切成带状。带状冰碛岩分布不广,它可能是冰川内早期混合作用的产物。当其进一步混合时,最后形成均一的基底冰碛岩。3、层状的砾岩和砂岩同冰碛岩和泥岩交互的砂岩和砾岩是一种冰融水沉积,它们可以是冰上、冰下以至冰前的冰河环境的产物,如蛇丘、冰水平原等。其主要特征可归纳为:(1)由泥、砂和砾石几种组分构成;(2)层理类型和数量变化大;(3)分布范围局限,但可达几公里至数百公里;(4)厚度变化大,通常达几十米。4、纹层岩纹层岩由砂、粉砂和粘土纹层交替而成。纹层的清晰程度取决于纹层的成分、结构和厚度。最重要的纹层有两类,一类是韵律状的属于季节性纹层泥,多见冰川湖沉积,没有韵律构造的纹层状沉积形成于海洋。纹层岩除了具有纹层外,尚具下列特征:①具有坠落石,冰碛岩砾岩团块和散布在纹岩层中的大量坠落石是浮冰筏运的有力证据,但是缺乏坠落石并不能作为反对冰川成因的证据。在第四纪的许多韵律状纹泥岩中往往只含少数或者就根本不含坠落石。②具有砂岩或混积岩的夹层。纹层岩同带状冰碛岩有可能混淆。坠落石并非总是很容易鉴定。一般来说,为纹层包围的坠落石的直径总是大于纹层的厚度,坠落石上有擦痕、刻蚀面等特征,同时与之共生的还可能有冰碛物团块或砾石组合等,都可作为附加的证据。在某些无规律的纹层岩中,纹层粗糙模糊,类似于冰碛岩的产状。它们可以渐变为水成冰碛岩或块状冰海冰碛岩。5、块状冰海冰碛岩是一种缺乏内部层理、分选差的块状岩石,含有各种原地生活的生物,但生物扰动构造罕见,其在横向上同成层清楚、分选良好的正常海沉积呈指状交错。块状冰海冰碛岩与块状的基底冰碛岩相比有以下特点:①含有未破碎的原地化石,②与正常的层状沉积物的界限是渐变的,③具有浊积岩或其它横向上连续的沉积层,④缺乏层状沉积物组成的孤立包体,⑤碎屑排列无一定方位,③粒度比共生的基底冰碛岩更细。二、冰川相模式冰川沉积相根据其共生关系可以分为陆相组合与海相组合两类。陆相组合又可分为:①内部相组合,②边缘相组合和③外部相组合(图9-12A)。内部相组合主要为基底冰碛岩,在局部洼地也可有纹泥岩。边缘相组合由冰上的、冰界的冰水沉积、冰河沉积和基底冰碛岩组成。外部组合主要为冰缘以外的冰河沉积,没有基底冰碛岩。海相组合也可分内部相组合、边缘相组合和外部相组合(图9-12B)。内部相组合包括基底冰碛岩、无规律的纹层或冰海块状冰碛岩。边缘相组合主要由无规律的纹层岩和冰海块状冰碛岩组成,具有数量不定的水下沉积和少数基底冰碛岩,外部相组合由无规律的纹层岩或冰海块状冰碛岩组成,其中可以夹有浊积岩和碎屑流混积岩。反映基底冰碛岩与冰前相交替的相组合,可指示地质历史上冰川范围的变动情况。每个基底冰碛岩单位代表冰川的扩大期,而冰前沉积(及冰间沉积)反映冰川的消退或缩小。11第三节沼泽相沼泽是长期积水的洼地,或为较丰富的植物占据的低洼而潮湿的地面,水流不畅,介质处于还原条件。许多大的沉积环境中都可以有沼泽,如在河流环境中有河漫沼泽;湖泊的某些部位也可以沼泽化;三角洲平原上的分流河道间也可广泛发育沼泽;泻湖环境在潮间带中也可形成红树林群落的沼泽,海岸浅滩、海湾潮滩都可形成沼泽等等。沼泽的沉积物主要是粘土,有机质淤泥和粉砂质沉积,由于在还原条件下,沉积物中的氧化铁在微生物作用下发生去氧作用,变成亚铁化合物,故沉积物呈现蓝灰色。但由于积水很浅,且草类植物茂盛,故一部分游离氧可沿植物根系进入沉积物中,部分亚铁化合物又被氧化成三价铁,因而在沉积物内根系周围形成黄褐色的锈纹、锈班,但有些粉砂质的沼泽沉积物,因透水较快,沉积物的颜色呈棕灰。沼泽中一般含有大量的植物遗体和根图9-12冰川的沉积相组合与层序示意图(据Edwards,1978)12部化石,有大量泥炭和腐泥沉积,常有菱铁矿、黄铁矿结核或呈细晶分散状态分布(图9-13,14)。根据沼泽水动力条件、岩性组合及以及沉积物特点,沼泽相可划分为三种基本类型:闭流沼泽相、覆水沼泽相和泥炭沼泽相。一、闭流沼泽相以深灰色、黑色粉砂岩、粘土岩和粉砂质粘土岩为主。闭流沼泽中水体较浅,水介质运动微弱,—般层理不发育,局部有不清晰的透镜状、波状、水平层理,含丰富炭化植物根茎化石碎片,杂乱排列,形成团状构造,或者含有保存较完好的垂直的植物根化石,常见菱铁矿、黄铁矿结核,局部含少量淡水动物化石,泥岩的B含量低,—般不超过15ppm,Sr/Ba比值小于1。多见于煤层底板,亦可见于煤层顶板或夹矸中,在我国华北中北部地区山西组中常见。二、覆水沼泽相以黑色炭质页岩、炭质泥岩为主,部分可为含炭质较高的粉砂质粘土岩或炭质粉砂岩,发育水平层理或缓波状层理,沿层面可见大量炭化植物叶、茎碎片,偶含淡水动物化石,也含菱铁矿、黄铁矿结核。多见于煤层顶板,亦可见于煤层底板或夹矸中。在我国华北中北部地区山西组及华北南部下石盒子组中常见。三、泥炭沼泽相为闭流沼泽相和覆水沼泽相的过渡环境,也是主要的成煤环境,当泥炭沼泽中水体变浅时,则形成闭流沼泽相,水体变深时则转变为覆水沼泽相。泥炭沼泽相是河漫滩、三角洲平原、滨湖等地区主要的聚煤环境,所形成的煤层分布较连续,但厚度变化大,灰分含量中—高,硫分—般较低。我国石炭二叠纪部分煤层、侏罗纪煤层和第三纪煤层都是在泥炭沼泽相中形成的。(一)河流泛滥盆地泥炭沼泽河流泛滥盆地泥炭沼泽系发育于河流的泛滥平原及岸后沼泽等微环境上的成煤环境。在适宜的气候条件下植物生长、死亡,导致泥炭沼泽化,从而成为大规模聚煤的环境。其垂向序列—般由河床滞留相或边滩相开始,向上过渡为天然堤相,进而形成煤层;煤层之上为漫滩湖泊相或边滩相沉积物所覆盖(图9-15)。泛滥盆地泥炭沼泽成煤的特点是:煤层层位较稳定,厚度变化大,硫分含量低,灰分含量变化较大,常有冲刷现象。吉林南部地区晚石炭世3#煤层是该区的可采煤层,全区发育,平均厚度1.2m,最厚可达6-18m,灰分15-24%,硫分0.43-1.33%。该区在晚石炭世沉积时,已经演化为河流沉积体系,故属于在河流泛滥盆地基础上形成的煤层。(二)三角洲平原泥炭沼泽三角洲平原泥炭沼泽是三角洲水上平原或部分水下平原或部分泥炭沼泽化而形成的聚煤环境。随着三角洲不断向盆地方向推进,聚煤作用的范围也逐渐扩大。三角洲平原泥炭沼泽成煤的垂向序列—般为:底部由三角洲前缘分流河口砂坝相或分流河道相开始,向上过渡为分流间湾相或泛滥平原相,进而形成沼泽相和泥炭沼泽相,煤层上面过渡为沼泽相、分流河道相(图9-16)。三角洲平原泥炭沼泽形成的煤层分布面积广、厚度较大,但变化也较大,常被分流河道冲刷,煤层结构复杂,灰分中—高,硫分—般较低。淮南煤田的13#煤层是典型的三角洲平原泥炭沼泽所形成的煤层,煤层厚度大,—般为图9-13沼泽相泥岩,含有小瘤状的菱铁矿结核和根化石(石炭纪,河北峰峰)图9-14沼泽相粉砂岩,含有植物根化石(石炭纪,河北峰峰)图9-15河流泛滥盆地泥炭沼泽成煤垂向序列(据陈世悦等,2000)134~6m,为该区最主要的可采煤层。厚度变化稳定,总体上具有由南东向北西变薄的趋势。煤层灰分为14~30%,硫分低,为0.19~0.30%。第四节冲积扇相一、概述在干热气候条件下,地壳升降运动较强烈的地区,风化、剥蚀作用剧烈,其形成的产物被山区的暂时性水流(雨水或洪水)或山区河流带走,当水流流出山口,地形坡度急剧变缓,水流向四方散开,流速骤减,碎屑物质大量沉积,形成锥状或扇状堆积体,称为洪积锥或洪积扇,它具有山区河流冲积成因的特点,故又称为冲积扇。在纵向剖面上,冲积扇呈下凹的透镜状的或呈楔形,横剖面是上凸状。冲积扇的表面坡度扇根处可达5-10°,远离山口变缓,为2-6°。通常是许多冲积扇彼此相连和重叠,形成沿山麓分布的带状或裙边状的冲积扇群或山麓堆积。在干旱或半干旱气候条件下,上升的隆起区,由于物理风化作用强烈,可以提供大量的近源碎屑物质;山口外开阔而平缓的地形是接受沉积的有利场所,这为形成冲积扇提供了必要的先决条件。当山谷中的季节性洪水进入盆地时、由于坡降变缓,水的流速急剧降低,水流分散,形成许多分流河道于是洪水所携带的大量碎屑物质便在山口外,顺坡向下堆积,形成冲积扇沉积。上升的隆起区或山区与盆地之间往往有同生断层发育,当断层持续活动时,可发育很厚的冲积扇,形成其独特的沉积层序。冲积扇的面积变化较大,其半径可从小于100m到大于150km以上。但通常它们平均小于10km。其沉积物的厚度变化范围可以从几米到8000m左右,如挪威西部荷内莱盆地泥盆纪老红砂岩的冲积扇沉积即可达此巨大的厚度。冲积扇沉积为陆上沉积体系中最粗的、分选最差的近源沉积,通常向下倾方向进入细粒、低坡度的河流体系。然而,有些冲积扇可以直接进入湖泊或海盆中,形成水下扇或扇三角洲沉积。现代冲积扇广泛分布于世界各地的干旱和半干旱地区,例如我国的广大西北地区。但在像日本、喜马拉雅山脉和加拿大等这样一些潮湿地区,以及在斯堪的纳维亚和加拿大的北极地区冲积扇也有发育。我国自中新生代以来形成许多内陆盆地(特别是一些断陷盆地),在盆地边缘经常有冲积扇沉积,如克拉玛依的二叠系、三叠系,酒泉盆地的白垩系,渤海湾盆地的第三系等都发育有这种类型的沉积。其中有的地区已发现次生油气藏。二、冲积扇的沉积作用及沉积物类型单个冲积扇的古水流型式通常是较规则和简单的,即从扇根由单一的或2—3个主河道向扇端方向以分支河道方式呈放射状散开。这是因为水流在重力作用下直接顺坡流动,而不受其他因素,如风、波浪、潮汐的影响。但其最初时期的古水流型式可能复杂些,因为冲积扇是在不规则的地形表面上发育的;由相邻冲积扇结合而形成的冲积扇群体,可产生复杂的古水流型式。主河道一般较宽且深,几乎所有堆积在冲积扇上的沉积物都是通过它进行搬运的。分流河道较浅,它们可能呈辫状、直的或弯曲状,但以辫状型式为主。冲积扇沉积中的许多特征皆可作为测定其古流向的指示标志,如河道的方向,纵向和横向砂坝的方向,砾岩碎屑长轴方向和叠瓦状构造、交错层理、波痕、原始水流线理以及砂岩颗粒的方向等。冲积扇的沉积作用基本有二种类型:一种类型起因于暂时性水流作用;另一种起因于泥石流及其有关的作用。暂时性水流作用主要是指那些发生在河流体系中的作用,它们以悬浮、跳跃和滚动方式搬运其沉积物为特征。因此,暂时性水流沉积一般成层性好,含有指示不同流态的各种沉积构造,而且杂基含量少,呈碎屑支撑,并含有叠瓦状及与流动方向有关的其他定向构造。泥石流及其有关作用的特点是含有大量泥质和粉砂质杂基。这些细粒物质支撑碎屑和岩块,并以粘性流体的块体方式进行搬运。因而泥石流及其有关沉积通常成层性差,几乎很少显示沉积构造和叠瓦状组构,但具有大量粘土杂基,呈杂基支撑。根据上述冲积扇沉积物的成因,布尔(Bull,1972)提出如下的沉积物分类:(l)泥石流沉积物:其沉积物主要由泥石流或泥流沉积而成;图9-16三角洲平原泥炭沼泽成煤垂向序列(据陈世悦等,2000)14(2)水携沉积物:其沉积物主要由暂时性水流沉积而成,可进一步划分为河道沉积物,漫流沉积物和筛积物。(一)泥石流沉积如上所述,这里所说的泥石流是指陆地上的一种高密度和高粘度的块体流,其碎屑颗粒由杂基支撑,并在重力作用下呈块体搬运,有人也称其为碎屑流。促使泥石流产生的主要因素是:1)坡度陡,植被不发育;2)源区能供应大量的泥质和碎屑物质;3)季节性的洪水短期内使水量剧增。因此,在干旱或半干旱地带泥石流沉积更为发育。泥石流沉积是冲积扇的主要沉积类型之一。其最大的沉积特征是分选极差,砾、砂、泥混杂,而且粒级大小相差悬殊,甚至可含有几吨重的巨砾。砾石多呈棱角状至半棱角状。层理不发育或不清楚,一般呈块状,但有时可见不明显的递变层理。其组构特征,或者是板状、长条形砾石以垂直于泥石流流向的直立定向排列为主,或者是呈水平或叠瓦状排列。上述构造和组构特征与泥石流的粘度有关。一般来讲,粘度不大的泥石流沉积可具有递变层理,砾石呈水平或具叠瓦状构造:粘度大的泥石流多是块状.其砾石以垂直走向排列为主。泥石流沉积可局限于
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本文标题:第二部分沉积相模式
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