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沉积岩岩石学讲义01第二篇 沉 积 岩第七章 总 论71、概述1、沉积岩的定义沉积岩是在地壳表层常温常压条件下，由风化产物、深部来源物质、有机物及少量宇宙物质，经搬运、沉积和成岩等一系列地质作用而形成的层状岩石。2、沉积岩的形成条件是在地表或离地表不太深的地带，有丰富的水、氧、二氧化碳和生物参加的条件下形成的。太阳能以及由太阳能转化的生物能和机械能均起着直接的作用。另一方面，由地球内部所引起的地壳构造运动，直接控制了侵蚀区和沉积区的分布，地貌条件也为沉积岩的形成提供了必要的条件。3、沉积岩的分布特征沉积岩在地壳表层分布很广，点陆地面积的75，而海底几乎全部为沉积物覆盖；但以体积而言，沉积岩仅点岩石圈体积的5，故在地表沉积岩是最常见的一类岩石。沉积岩中分布最广的是泥质岩、砂岩和碳酸盐岩，它们点沉积岩总量的9899，其余的沉积岩和沉积矿产仅点12。4、研究沉积岩的意义（1）、矿产方面的意义，在沉积岩中蕴藏着大量矿产，不仅矿种多，而且储量大。1953年的统计，世界资源总含量的7585是沉积和沉积变质成因的。可燃有机矿产（石油、天然气、油页岩和煤）及盐类矿产几乎全为沉积成因的；铁、锰、铝、磷、放射性金属及铜、铅、锌、汞、锑等矿产，多属沉积成因或与沉积岩有成因关系。很多沉积岩本身就是矿产（如建筑、耐火材料、冶金熔剂、水泥及玻璃原料等）。（2）、沉积物和沉积岩对地下水资源的开发利用，对工程建设的规划和设计有密切的关系。（3）、理论意义，是研究地球发展、演变、生命起源和进化的宝贵资料。因为沉积岩在地质历史中延续时间长，地壳中岩石最老年龄为46亿年，而沉积岩最老年龄是36亿年，其中有生命记载的岩石年龄为31亿年。72、沉积岩的形成及演化过程沉积岩的形成过程可概括为如下几个阶段：沉积岩原始物质的形成阶段（沉积物质的来源）；沉积岩原始物质的搬运和沉积阶段；沉积物的同生、成岩作用阶段和沉积岩的后生作用阶段。721、沉积物质的形成一、组成沉积岩的原始物质的来源组成沉积岩的原始物质的来源有四类，分别是：1母岩风化作用形成的沉积物陆源碎屑及粘土物质；2生物成因的沉积物生物残骸及有机物质；3深部来源的物质火山碎屑物、深部来源的卤水、温泉水、喷气物质等；4宇宙来源的物质陨石及宇宙尘埃。其中以母岩风化作用形成的沉积物最为重要，因此我们就重点介绍母岩风化作用形成的沉积物。二、母岩的风化（一）、风化作用的概念风化作用：地壳表层的岩石，在水、空气、太阳能以及生物的作用和影响下，发生机械破碎和化学变化的作用。（二）、风化作用的类型按风化作用营力以及原岩变化特点，风化作用可分为物理风化作用、化学风化作用和生物风化作用。1物理风化作用使母岩发生机械破碎，而化学成分极少或根本不变化的风化作用。引起物理风化的主要因素是温度的变化，其次是盐晶作用、冰劈作用、植物的根劈作用、动物的钻孔活动、重力作用、应力效应以及水、风和冰川的机械破坏作用。物理风化作用主要发生于严寒的极地、气候干燥、温度变化强烈的干旱气候区，永久积雪的高山区等。其产物主要是碎屑物质。2化学风化作用不仅使母岩破碎，而且其矿物成分和化学成分也发生本质的改变，直至形成在地表条件下稳定的矿物组合的过程。引起化学风化的主要因素是氧、水、二氧化碳、有机酸等。其作用方式主要有：氧化作用、水解作用、水化（水合）作用、酸的作用（碳酸盐化）、生物化学分解作用、胶体作用及离子交换反应。其产物包括碎屑物质、粘土物质（以化学残余物质为主，也有部分粘土物质是机械磨蚀的碎屑物质）和溶解物质。3生物风化作用生物对岩石、矿物产生机械和化学的破坏作用。生物对母岩的破坏方式既有机械作用（如根劈作用），也有生物化学作用（如植物、细菌分泌的有机酸对岩石的腐蚀作用），既有直接的也有间接的。生物风化作用可发生在任何地区，但以生物繁多、植被发育的温湿地区最强烈。生物特别是微生物的化学风化作用是很强烈的，它不仅可腐蚀和分解岩石，并能从母岩中吸取某些物质，转化为有机化合物，对某些金属矿床的形成也有一定的意义。三、主要造岩矿物和岩石在风化过程中的变化造岩矿物在风化过程中的稳定性取决于两方面的因素：首先是内因，即造岩矿物对化学风化的稳定程度决定于它的化学成分和内部结构，对物理风化的稳定程度则决定于矿物的物理性质，如解理、硬度等；其次是外因，即造岩矿物所处的风化条件，主要是古地理、古气候条件。（一）、主要造岩矿物在风化过程中的风化习性和风化产物是不相同的，现分另介绍如下：1长石类矿物钾长石比斜长石稳定，斜长石中的酸性斜长石双较基性斜长三长石稳定。因此，在沉积岩中比较常见的碎屑长石是钾长石和基性斜长石。但长石类矿物抵抗风化的能力为不强，故在沉积中长石碎屑新鲜者少见，多少均受到风化。若为新鲜的碎屑长石，则需干燥的气候和迅速堆积埋藏的条件，否则就可能是新鲜而自形的自生长石或火山坠落物质。2铁镁矿物主要是Fe、Mg及Ca的硅酸盐矿物，如橄榄石、辉石、角闪石等，它们的稳定性比长石要低得多。其中以橄榄石最易风化，辉石次之，角闪石再次之。故这类矿物质在沉积岩中含量很少，一般多呈重矿物形式存在。3石英石英是地表最稳定的造岩矿物，在风化过程中几乎只有机械破碎。母岩风化愈彻底，风化产物中石英的相对含量愈高，则所形成的沉积物的矿物成熟度就愈高。矿物成熟度：表示风化作用进行的程度，碎屑石英含量愈高，矿物成熟度就愈高。4云母类矿物云母类矿物中白云母的稳定性较大，故在沉积岩中比较常见。黑云母不稳定，常由于水化作用分解成伊利石和绿泥石，最终变为细分散的氧化铁、氢氧化铁和高岭石等粘土矿物。在海底风化条件下，黑云母可变成海绿石。5碳酸盐类矿物它们在富含CO2的水中极易溶解，由于其硬度较小还易发生机械破碎。（二）、岩石在风化过程中的变化母岩遭受风化后，其颜色、物理性质（体积、孔隙度、机械强度）、化学成分、矿物成分和结构等方面都要发生显著的变化。1颜色方面低价铁氧化后使岩石出现黄色、褐色和红色；有机物氧化后使岩石的黑灰色变浅，甚至变为淡灰色或淡红色。由于物质及色素扩散的不均匀性，岩石风化后的颜色分布也不均匀，使露头表面呈现斑点状、斑块状、不规则层纹和同心层状等。2物理风化使岩石产生裂纹和裂隙，进而发生破碎。造岩矿物遭受水化和水解作用形成富含水的矿物。这些均会增大岩石的体积，并使孔隙度增加。3母岩在风化过程中，矿物成分的变化主要表现为内生矿物的逐少减少和表生条件下生成的矿物（如伊利石、高岭石等）的增加。岩石是由造岩矿物质组成的，因此各类岩石在风化时的稳定程度决定于它所含的矿物成分。超基性岩和基性岩，主要由易风化的铁镁矿物和基性斜长石组成，因而易受风化；酸性岩浆岩则相反，因它主要由石英、钾长石和酸性斜长石等稳定性较高的矿物组成，故抵抗风化的能力也较强，不易受风化；中性岩浆岩的风化情况介于上述二者之间。在沉积岩中，砂岩的主要成分为石英碎屑，不易受化学分解发，而以机械破碎为主；粘土岩一般也较稳定，但易碎解成细小碎屑被搬运；石灰岩在干寒地区以机械破碎为主，在湿热地区则以溶解为主；硅质岩则很难受化学风化。比较而言，盐岩最易风化，石灰、白云岩次之，最难风化的是硅岩。碎屑岩的成分成熟度是以岩石中石英的含量或石英/（长石+岩屑）的比值大小决定，即两者多而大，则成分成熟度高。变质岩的风化与岩浆岩相似。四、风化产物的类型母岩经受风化作用后可产生三种不同类型的产物：1碎屑物质，主要是矿物碎屑和岩石碎屑，是母岩机械破碎的产物。2残余物质（不溶残余物），是母岩在分解过程中形成的不溶物质，如粘土矿物、褐铁矿及铝土矿物等。3溶解性物质，是母岩中容易析出的元素，如CI-、SO2-、K+、Na+、Ca2+、Mg2+以及部分Fe2+、Fe3+、Al3+、Si4+等。它们在风化过程中按溶解度的大小，分别形成真溶液和胶体溶液，被流水搬运至远离母岩的湖海中。母岩风化产物是沉积岩的主要物质成分，它的性质直接影响到沉积岩的类型。碎屑物质是碎屑岩的主要成分；不溶残余物，特别是粘土矿物是粘土岩类的基本物质成分；溶解物质在湖海中经过化学及生物化学的沉积作用而形成各种铁、锰、铝、磷质岩石和碳酸盐岩等。不同类型的风化产物，在地表不同地区常作有规律的分布：一般是可溶性物质被搬运至湖泊或海盆中，而残余物质和部分碎屑颗粒则残留在原来岩石的表层上面。残余物和经生物风化作用形成的土壤在陆地上形成一层不连续的薄壳（层），称为风化壳。古代风化壳现代风化壳沉积岩岩石学讲义03722、沉积物的成岩作用和沉积岩的后生作用一、阶段划分沉积物形成之后，即开始转变为沉积岩的过程，在此过程中，它要经受一系列的的变化，而且在沉积物变成沉积岩之后，也还要遭受长期的改造作用，这种改造作用一直要持续到变质作用和风化作用之前。一般可把这些变化作用分为四个阶段：即同生阶段（海解阶段）、成岩阶段、后生阶段和退后生阶段。同生阶段：指沉积物刚刚沉积于水底，它与水体的底层水之间所发生的反应和变化的总过程。成岩阶段：系指原沉积物上面被新的沉积物覆盖后，它所遭受的一切物理的和化学的变化，并使松散的沉积物转变成固结的岩石的作用过程。后生阶段：是指沉积物固结成岩之后，至变质作用之前所发生的一切作用过程。退后生阶段：则为埋藏较深的岩层，被抬升到潜水面以下，在常温常压条件下，在渗透水和浅部地下水的影响下所发生变化的时期。二、各阶段变化的控制因素沉积物脱离沉积环境，进入沉积期后变化阶段之后，由于所处的环境已与原环境不同，沉积物或岩石就要发生成分、结构、构造等方面的变化，以适应新的环境，在新的条件下建立新的平衡，所以在各阶段要发生变化是必然的。引起沉积期后各阶段沉积物或沉积岩变化的因素包括内因的外因两个方面。1内因：包括沉积物的物质成分及结构，物质本身的地球化学性质（如溶解度、溶度积、自由能、化学位等），岩石物性（孔隙度、渗透率等）和岩相等。2外因：包括沉积物或沉积岩所处的地球化学环境，如水的类型和性质、PH、Eh、活度（a）、逸度（f）等；地球物理环境，如温度、压力；地质构造环境，沉积层围岩的性质、时间的长短等；有机地球化学环境，如有机质的作用及转化环境，细菌的作用等。三、主要的沉积期后变化1压实作用压实作用：由于上覆沉积物不断加厚，在重荷压力下，使松散的非颗粒状沉积物（软泥、灰泥）的含量减少，体积缩小，并使其致密化的过程。压固作用：对颗粒状沉积物紧密化的过程。影响压实作用的因素主要是：负荷的大小（与埋深有关）、沉积物的粒度及成分、溶液的性质、温度和压实的时间等。泥质沉积物的压实作用表现为含水量减少、孔隙度渐小、并可出现定向性，（例P126）压实作用强时还发生粘土矿物成分的转化。砂质沉积物的压固作用，初期也表现为含水量减少、孔隙度缩小；后期对碎屑矿物产生压裂、压碎、压溶及石英、长石碎屑的次生加大等现象。颗粒碳酸盐的压固也有相似的表现。2压溶作用：在压力（静水压力或构造应力）作用下，沉积物或沉积岩内发生的溶解作用。沉积岩（主要是碳酸盐岩）中的缝合线构造和砂砾间的缝合接触即为压溶作用的结果。压溶作用既有物理作用，也有化学作用。在上覆沉积物的静压力作用下，孔隙溶液经常会发生迁移。随着压力的增加，溶解作用加强，在颗粒（或两种岩性）接触处发生溶解作用，由于各部分溶解速度不一致，故其接触线（缝合线）常呈锯齿状。压溶作用主要发生在后生阶段，但可以从成岩阶段就开始有表现。3胶体的陈化及重结晶作用重结晶作用：沉积物的矿物成分借溶解、局部溶解和固体扩散等作用，使物质质点发生重新排列组合的现象。重结晶的强弱取决于物质成分、质点大小、均一性及相对密度等。一般而言，颗粒愈小表面积愈大，溶解度也愈大，愈易被溶解而向大颗粒集中，即愈易发生重结晶作用；易溶的物质，如碳酸盐、盐类等矿物在成岩后生过程中很容易发生重结晶，形成粗大的晶体；温度及压力的增加也能促进重结晶作用；一般是相对密度较大而分子体积小和结晶能力大的矿物先发生重结晶，因此，在沉积岩中成为单独晶体或结核出现的往往是相对密度较大的矿物（如黄铁矿、菱铁矿），在白云质灰岩中白云石的自形程度常较方解石好。重结晶作用不仅使细粒、松散沉积物逐渐固结变粗、变硬，而且还可破坏沉积物的原始结构构造。如沉积物的颗粒大小、形状及排列方向等均可因重结晶而受到破坏，微细薄层理也可因重结晶作用而消失。胶体的陈化作用：是一种特殊的重结晶现象，即由非晶质物质变为半晶质结晶质的现象。胶体的陈化常伴有脱水、固结、裂隙化及角砾化现象，还可产生一些特殊的结构，如球粒结构。在硅质岩中有时可见到蛋白石转变成球粒状的玉髓。胶体的陈化在硅质岩、粘土岩和菱铁岩中可见。4、交代作用：是对已存矿物的一种化学替代作用，作用过程中有物质的带出及带入，它可发生于沉积岩形成的各个阶段。交代顺序与元素活动性和浓度有关。5、结核的形成：结核是在矿物岩石学特征上（成分、结构、构造及颜色等）与周围沉积物（岩）不同的、规模不大的包体。常是化学或生物化学作用的产物，它可产生于沉积岩形成作用的各个阶段。结核的类型主要有同生结核、成岩结核和后生结核。其成分主要是碳酸盐质的、硅质和铁锰质的等。6、自生矿物的形成 ：沉积岩中在成岩期后产生的一些新的、在某个阶段稳定的矿物，称为自生矿物。它不是由直接沉积作用而形成的矿物。自生矿物的种类很多，主要有：海绿石、沸石、粘土矿物、自生长石等。7、胶结作用：是指松散的沉积物（颗粒）被化学沉淀物质或其它物质充填联结的作用，其结果是使沉积物转变为坚固的岩石。胶结作用可发生于各个阶段。在成岩期，主要是通过重结晶、胶体的脱水与陈化、稳定矿物的形成等方式，对松散沉积物进行胶结。在后生期，主要通过交代作用及次生加大作用使岩石进地步固结。在同生及表生成岩阶段，沉积物及沉积岩也可发生重结晶作用。在同生及成岩阶段形成的胶结作用称为原生胶结，在后生及表生阶段形成的胶结称为次生胶结。胶结作用最终的结果是使沉积物完全固结成岩，并减少其孔隙度。除上述的作用之外，还有：水化（合）脱水作用、水解-去水解作用、氧化与还原作用、离子交换及吸附作用等。我们将在各论中逐一介绍。沉积岩岩石学讲义0473 沉积岩的基本特征由于沉积岩的形成条件和方式与岩浆岩的形成条件和方式有着显著的不同，故其物质成分、结构、构造和颜色与岩浆岩有着明显的不同。731 沉积岩的物质成分特征一、化学成分由于沉积岩的原始物质主要来自岩浆岩，故其平均化学成分与岩浆岩的总平均化学成分很相似，主要是由O、Si、Al、Fe、Ca、Mg、K、Na等元素组成。但由于沉积物质在风化、搬运和沉积过程中发生了分异，故沉积岩的化学成分与岩浆岩也有一定的差异，且各类沉积岩间的化学成分相差很大。（一）、沉积岩的化学成分与岩浆岩的化学成分之间的差异1由于沉积岩形成于地表水体中，氧气充足，大部分铁元素氧化成高价铁，故沉积岩中Fe2O3的含量多于FeO。2由于沉积岩中含有较多的钾长石和白云母，或由于粘土胶体质点能吸附钾离子，故沉积岩中K2O的含量多于Na2O。3沉积岩中往往是AlK+Na+Ca.沉积岩中的钾、钠、钙、铝常单独出现，各自组成独立的矿物。4沉积岩中常含有大量的H2O、CO2和有机质。（二）、各类沉积岩间化学成分的差异碳酸盐岩以钙镁氧化物和CO2占优势；砂岩以SiO2为主，泥岩以铝硅酸盐为主，并与沉积岩的总平均化学成分相似。二、矿物成分沉积岩中已发现的矿物有160多种，但主要的和常见的大约只有20多种，如硅质矿物（石英、玉髓、蛋白石等）、粘土矿物（高岭石、蒙脱石、伊利石）、长石类矿物、云母类矿物、碳酸盐类矿物、卤化物矿物及含水的氧化铁、锰、铝矿物等。在一种岩石中含有的主要矿物成分通常不超过35种。沉积岩的矿物成分与岩浆岩的矿物成分相比有如下几个特点：1在岩浆岩中可大量存在的橄榄石、辉石、角闪石和黑云母等铁镁矿物，在沉积岩中则很少见。2粘土矿物、盐类矿物、碳酸盐矿物、有机质等为沉积岩的特征矿物，也是沉积岩的主要矿物成分。3酸性斜长石、钾长石、石英及白云母等矿物在沉积岩和岩浆岩中都比较多，但钾长石和石英在沉积岩中可以更多。组成沉积岩的矿物，按其形成阶段可分为陆源碎屑矿物、同生矿物、成岩矿物和后生矿物。陆源碎屑矿物：来源于风化原岩，在沉积岩形成以前就已存在，故又称继承矿物。常见的有石英、长石、白云母以及锆石、石榴子石、磷灰石、金红石、十字石等重矿物。同生矿物：是指从胶体溶液或真溶液中沉淀生成的矿物。如盐类矿物（岩盐、钾盐、光卤石等）、自生粘土矿物、铝（铁、锰）的氧化物、硫化物、胶磷矿、海绿石等。成岩矿物和后生矿物：主要有沸石、后生白云石、自生石英、自生长石等。同生矿物、成岩矿物和后生矿物都是在沉积岩形成的过程中生成的，故又统称为自生矿物。732 沉积岩的结构特征沉积岩的结构：是指组成沉积岩颗粒的结晶程度、大小、形态及相互关系（如充填、胶结等）等特征。不同类型的沉积岩由于其形成作用和方式不同，故其结构特点也是很不相同的。如：陆源碎屑岩具碎屑结构泥质岩具泥状结构某些化学岩及生物化学岩具晶粒结构某些内源沉积岩具有颗粒结构火山碎屑岩具火山碎屑结构由生物遗体或生物碎屑组成的岩石具生物结构。733 沉积岩的构造特征沉积岩的构造：是指沉积岩各组成部分的空间分布和排列方式，即由于成分、结构、颜色的不均一而显示的岩石的宏观特征。研究沉积岩构造的意义：可确定沉积介质的营力类型和强弱、介质的流动状态，分析沉积环境，确定地层的顶底和地层层序，对恢复古地理环境及找矿等均有重要意义。沉积岩的构造按成因和形态划分，主要有层理、层面、缝合线、叠层和结核等构造。一、层理构造层理是沉积岩最重要最常见的一种沉积构造。它是通过沉积岩中不同的物质成分、结构、颜色沿着垂直方向的突变或渐变所显示出来的一种成层构造。1关于层理的基本基本术语（1）细层：也叫纹层，是层理最基本最小的组成单位。是稳定沉积条件下同时形成的沉积单位。其厚度很小，常1mm，最厚几毫米至几厘米。细层厚度与水动力强度和物质供应丰度有关。（2）层系：是由一组在成分、结构、厚度和产状上都相似的同类型的细层组成的细层组。层系形成 于相同的沉积环境，上下有层面限定。是一段时间内水动力条件相对稳定的产物。层系上下界面之间的垂直距离为层系厚度。层系的厚度与水动力强弱、物质供应丰度、沉积条件的稳定性等有关。按层系厚度可把层理分为：小型层理 层系厚度3cm中型层理 层系厚度310cm 大型层理 层系厚度10100cm 巨型层理 层系厚度100cm 按层系界面形态可分为板状层系、楔状层系、槽状层系等。（3）层系组：由两个或更多的在性质上相似（同类型）的层系所组合起来的层理单位。同一层系组中的各层系是在沉积环境和水动力状态基本相似的环境中形成的。层系组与层系组之间有明显的分界面，这个分界面叫做层系界面。层（或岩层）：是组成沉积地层的基本单位，由成分上基本均一的岩石组成。它具有基本均一的成分、结构、颜色等内部构造，上下以层面与相邻的层分开，空间上有一定的稳定性，是在较大区域内沉积环境基本一致的条件下形成的岩石地质体。层与层之间的界线有时是突变的，有时是渐变的，前者代表沉积上的不连续性，后者代表沉积作用方式的逐渐变化。一个层可包含一个或几个层系或层系组。岩层的厚度与水动力强度无关，与单位时间内堆积的速度有关。按厚度把层（岩层）分为：块状层 100cm厚层 10050cm中厚层 5010cm薄层 101cm微薄层（页片层） 10.1cm显微层0.1cm按岩层的延伸长度与厚度的比值可把层（岩层）分为：层状 延伸长度/厚度1000似层状 延伸长度/厚度=100050透镜状 延伸长度/厚度=5052主要的层理类型根据形态和成因，层理的类型主要有：水平层理、平行层理、波状层理、斜层理、韵律层理、粒序层理、递变层理、块状层理等。（1）水平层理：系由平直、彼此与层面平行的细层所组成的层理。细层可连续或不连续，厚度一般在0.11mm左右。可因物质成分、有机质含量、沉积物粒度变化、所含片状矿物的定向排列、重矿物成分的变化以及颜色的不同而显示出来。水平层理主要见于细粒岩石（如泥岩、细粉砂岩、泥晶灰岩）之中。是在低能的水环境中形成的。即在比较稳定的水动力（平静或水流缓慢）条件下，从悬浮物或溶液中缓慢沉积而成。多形成于河流的堤岸带、河漫滩、海或湖的较深水带、闭塞的海湾、泻湖沼泽等比较稳定的环境中。（2）平行层理：外貌上与水平层理相似，但成因明显不同。是在较强的水动力条件下，由平坦床沙的迁移而形成的，而非静水沉积。在高流态中形成的水平层理，水流强度比形成较大交错层理还强，故常与大型交错层理、逆行沙波层理共生，沿层面有剥离线理构造。常见于急流或流态变化大的环境，如河床、海岸、湖岸等环境中。主要发育于砂岩中。（3）波状层理：细层呈对称或不对称、规则或不规则的波状起伏形态，但总的方向平行层面，前积层和后积层均保存了的层理。是由于波浪或潮汐的振荡运动，或单向水流的前进运动而形成的。常形成于水介质较浅地区，如海、湖浅水区、河漫滩区，在海湾、泻湖区也可见。其波浪起伏的大小反映当时水动力条件的振荡程度。（4）斜层理：层系由一系列倾斜拗层重叠组成，细层与层系界面斜交，层系之间平行或斜交。根据斜层理中层系界面的形态以及层系中细层的倾斜方向，可把斜层理分为斜交层理和交错层理两种。A、斜交层理：相邻层系互相平行，各层系中的细层均向同一方向倾斜，称为斜交层理或单向层理。斜交层理是因搬运介质（如风、流水）向同一方向运动时形成的。细层倾斜方向指向介质运动的前进方向。教材P137图710，说明在河流沉积物中的斜交层理与河床底部沙坡的单向移动有关。斜交层理根据其形成时搬运介质的动力条件和自然地理环境的不同，可分为急流斜交层理和缓流斜交层理两种。a.急流斜交层理：细层平直，向一个方向倾斜，倾角较陡，顶角与底角大致相等，往往是由分选和磨圆较差的粗砂或细砾组成。b.缓流斜交层理：细层弯曲，向底层界面变缓，底角小并呈收敛状，由较细的砂、粉砂等组成，其分选和圆度一般较好。B、交错层理：若相邻层系相互交错，各层系中的细层倾斜方向多变，则称为交错层理。这种层理是在搬运介质作不定向运动的条件下形成的。由于介质的运动方向不断变化，细层的倾斜方向也不断改变，形成了层系彼此交错切割的现象。交错层理常见于风成、滨海、滨湖、三角洲等沉积物中。大多数交错层理是在非粘性沉积物表面上，由流水或风的流动产生的床沙形体迁移面成的。根据层系和上下层面的关系，可将交错层理分为：（教材P136图79）a板状交错层理：层系上下界面平直，呈板状，且厚度较稳定的交错层理。层系的厚度变化范围大，可从几厘米到几十米，多数小于1米。斜细层方向与流水方向一致，其倾角大小与介质性质有关，如浅海沉积物斜细层倾角常20，河流的为2030，风成的可达40以上，故用斜细层倾角大小可确定介质性质和流向。b楔状交错层理：层系间的上下界面为平面，但不互相平行，层系厚度变化明显，呈楔形，彼此相切割，细层的倾向和倾角变化不定，常见于三角洲、河流心滩及海、湖浅水地带。c槽状交错层理：层系底界为弧形侵蚀面，层系呈槽形，互相相切，细层与之一致也呈槽形。槽可对称或不对称，槽的宽度从几厘米到30米以上，槽深（层系厚度）从数厘米到十多米，槽的宽深比趋向于固定值，槽的长轴倾向与水流方向一致。除上述主要的基本类型外，还有人字形、冲洗、丘状等交错层理、BC层系及逆行沙波层理等。（5）递变层理：具有粒度递变的一种特殊层理，又称粒序层理。其特点是由底向上至顶部，粒度由粗变细（称正粒序层理）；或由细逐渐变粗（称逆粒序层理）。粒序层理底部常有一个冲刷面，内部除了粒度变化外，没有任何纹层。粒序层理是浊积岩中的一种特殊性层理，构成鲍马层序的A段，但在河流、洪泛、潮坪、浅滩和三角洲沉积中也可见到。（6）韵律层理：是一种在成分、结构（如粒度）与颜色方面不同的薄层作有规律的简单的重复出现而组成的层理。是因物质搬运和供给方式有规律地发生交替而造成的。这种变化的短期的，如潮汐流强弱变化形成的泥砂薄互层潮汐韵律层理；也可以是长期的，如气候季节变化形成的冰川纹泥的韵律层理；还可以是浊流的脉动变化而形成的复理石韵律层理。（7）块状层理：或称均质层理，在层内物质均匀，组分和结构均无分异现象，不显示细层构造的层理。它常是一种以沉积物质（常是悬浮物质）的快速堆积为特征，由沉积物的垂向加积作用形成 的产物，在砾岩、砂岩、粉砂岩和泥央中均可出现块状层理。常见于浊流沉积物、洪积物和冰碛物中。有时由于生物强烈的扰动作用，把原有的层理破坏了，也可产生块状层理，在富含生物的浅海区、潮坪泻湖及三角洲中常见。沉积岩岩石学讲义05二、层面构造层面构造：未固结的沉积物，由于机械原因或生物活动所造成的痕迹，有时被后来的沉积物覆盖而保留在层面上，这种构造现象称为层面构造。层面构造包括岩层顶面的层面构造顶面构造和岩层底面的层面构造底面构造。岩层底面的层面构造是在上覆岩层底面上留下的层面构造的印痕。（一）、顶面构造发育于岩层顶面的层面构造。主要有波痕、雨痕、冰雹痕、泥裂（干裂）、渠迹、虫迹和各种印痕（如晶体印痕）等。1波痕波痕：是层面上的一种有规律的起伏现象，是由于介质（风、流水、波浪、潮汐流等）的运动，在沉积物表面所形成的一种波状起伏的痕迹构造。波痕的形状极似水面的波浪，是由无数互相平行或近于平行、等距或近于等距的呈线状延长的波峰和波谷组成。波峰的延长方向垂直于介质的运动方向。波痕常发育于砂岩、粉砂岩中，在碳酸盐岩中也可见到。波痕要素：波长（L）波高（H）脊点（A、B）谷点（a、b）波痕指数（L/H）L1向流面水平投影长度L2背流面水平投影长度不对称指数（L1/L2）波峰波谷波痕按成因和形态特征可分为三种：（1）、浪成波痕：由波浪作用形成的波痕。波痕呈对称状，其波峰尖锐而波谷圆滑。但若为拍岸浪带的波痕，也可呈不对称状。主要见于湖、海的浅水地区。（2）、流水波痕：是由单向流水作用形成的波痕。波痕成不对称状，波峰波谷都较圆滑。其重矿物及粗粒物质常分布于波谷中，陡坡倾向与水流方向一致。常见于河流或存在有底流的湖、海地区。（3）、风成波痕：由风的作用而形成的波痕。波痕呈不对称状，但不对称的程度更高。波峰及波谷圆滑而宽阔，陡坡倾向与风向一致。其重矿物与粗粒物质常集中于波峰附近。这种波痕常见于沙漠及湖海滨岸带的沙丘沉积物中。波痕与斜层理关系密切，因不同形状波痕的推移产生不同类型的层理。故波痕不是一种孤立的层面构造，它不仅影响了层理的类型，而且也能反映沉积的水动力环境。2泥裂泥裂：又称干裂，是未固结的沉积物露出水面之后，经爆晒后而干涸时发生收缩所形成的张开干裂缝，后又为上覆沉积物充填而成。干裂常出现于陆相（河漫相、湖滨相）及海岸沉积的潮上带或潮间带的沉积物中。干裂常见于泥质岩、粉砂岩、泥质粉砂岩和碳酸盐岩中。泥裂隙的断面一般是上宽下窄，常呈字形，或字形，宽几毫米至几厘米，大小不一，干裂缝中的充填物与上伏岩层的成分相当。干裂有指示气候和沉积相的意义，因为只有干燥气候条件下才易产生干裂。干裂可判断地层的顶底而恢复地层层序，因为裂缝的尖端是永远向下的。（二）、底面构造发育在岩层底层面上的构造。主要有底冲刷、泥砾、槽模和沟模等。1槽模常是由于流水在下伏泥质沉积物层面上冲刷而造成的坑凹，被上伏砂质沉积物充填和覆盖，经成岩以后，在上覆砂岩的底层面上形成向下凸出的小包，实为下伏泥质物上层面冲坑的印痕，故曰槽模。槽模一般顺水流方向排列，可疏可密，其圆形突起一端逆（迎）向水流方向。各种槽模大小不一，从几十厘米到几厘米，更小者仅几毫米。槽模内可见斜层理。槽模的出现说明当时的环境中有强烈的底流及冲刷作用存在，根据槽模的排列方向可用来确定古流向。2沟槽是在岩层底层面上呈稍微凸起的平行的小脊，有的成密集的条纹状高出底层面仅几个毫米，个别达1cm，但延长远。一般较平直或稍弯曲。有时可出现几组沟模。由流水携带某些“工具”（如贝壳、树枝、岩块等）对底部泥质沉积物进行刻划或冲击所造成的痕迹的印模有沟模、条纹模、跳模、刷模、锥模等。其中常见的是沟模。此外底面构造还有冲刷面、侵蚀下切现象等。三、生物成因构造生物成因构造：由于生物的生命活动和生态特征，而在沉积物中形成的构造。生物构造常见的有两类，一是生物生长构造（将在碳酸盐岩中介绍），二是生物遗迹构造（又称遗迹化石）。赛拉克尔（1964）按生物的行为方式，将生物遗迹构造分为五类，分别是：停息痕迹、爬行痕迹、居住痕迹、觅食痕迹和啮食痕迹。生物遗迹构造都是原地形成，并随沉积物固结成岩的，不会被搬运转移，故是判别沉积环境的良好标志。在不同环境中（如不同深度、不同沉积速度）有不同的遗迹构造，如海岸地区由于波浪、潮汐作用强，温度、盐度变化大，故底栖生物常造成很深的、垂直的潜穴（在软底上）和钻孔（在硬底上）；在浅海区，环境变化小，较稳定，故底栖生物潜穴较浅，多呈水平状或倾斜状；在半深海、深海区，由于环境安定，食泥生物不需潜穴保护，故在层面上留下水平状各种形态的觅食和啮食遗迹及复杂的潜穴系统。四、化学成因构造在成岩后生阶段通过化学溶解和沉淀作用所形成的次生构造主要有结核、缝合线、叠锥及晶体印痕等。1结核（1）、同生结核：为原始沉积和同生阶段形成。常见的同生结核有硅质结核，现代海底有铁锰质结核等。同生结核与围岩界线清晰，不切穿层理，而且层理围绕结核呈弯曲（2）、成岩结核：是沉积物在成岩过程中，物质重新分配形成的。结核呈扁平状，部分切穿层理，部分被围岩掩盖，并见层理围绕结核弯曲。（3）、后生结核：明显地穿切层理，不见层理弯曲现象，常分布于裂隙或层面附近。（4）、假结核：是一种形态上年起来像结核，而实际上不是结核的现象。它是因沉积岩在表生阶段由风化作用造成的，可能为球状风化；或为氢氧化铁溶液沿岩层节理缝流动并交代沉积而成。（5）、龟背石：当结核（特别是胶体的结核）脱水收缩时，可发生网状裂隙，后被其它矿物所充填，这种结核叫做龟背石。2缝合线：是在垂直层面的切面上有呈头盖骨接缝样子的齿状裂缝，从整体上看它是许多柱状凸出体。在平面上缝合线呈参差起伏的面。沿此面易于裂开。缝合线可切穿化石、结核、鲕粒、次生方解石脉和后生晶体。缝合线与层面的关系：平行、斜交、垂直。缝合线可形成于成岩、后生、表生期。是压溶作用的结果。可用于划分和对比地层、找层面测产状，了解岩石存在和改造的环境。五、同生变形构造同生变形构造：是指沉积物沉积同时或稍后，即在沉积物固结成岩之前发生变形而生成的构造。主要有重荷模、球状及枕状构造、包卷层理、滑陷构造等。734 沉积岩的颜色颜色是认识沉积岩的最醒目的标志，它反映了岩石的成分、结构和成因。是分层、对比、和推断古地理条件的重要标志之一。一、沉积岩颜色的成因类型按成因，沉积岩的颜色可分为原生色和次生色，原生色又包括继承色和自生色。1继承色：是组成本岩石的矿物碎屑、岩石碎屑的固有的颜色。这些碎屑是从陆地搬运来的，是继承原有碎屑的颜色。2自生色：又称同生色，主要是化学沉积和生物化学沉积在成岩阶段生成的矿物所具有的颜色。即在沉积和成岩阶段形成的自生矿物的颜色。3次生色：是在后生或风化作用过程中，原生色发生次生变化而形成的矿物的颜色。原生色的特点是在同一层内稳定不变；而次次生色则呈斑点状，或沿裂隙孔洞分布，可以穿切层理，在风化带发育。在自然界常驻机构见的是原生色和次生色都有吧有的混合色。次生色和自生色往往是由色素造成的，色素含量仅百分之几，甚至1，但它对岩石颜色影响很大。常见色素为有机质和铁质，随着有机质含量增加，岩石颜色变深；Fe3+:F2+e3.0，则岩石显红色；Fe3+:F2+e=31.6，呈紫色、砖红色、褐色等；Fe3+:F2+e1.6，呈浅绿灰色或灰色；Fe3+:F2+e近于0，则呈黑色。二、种常见的自生色及其沉积环境1色 一般不含色素，如质纯的碳酸盐岩、盐岩、石英砂岩、高岭土、蛋白石等。2色、黑色 由于含有有机质（炭质、沥青质）、分散状硫化物（黄铁矿、白铁矿），这些物质含量愈高，颜色就愈深。并表明岩石形成于还原或强还原环境。3色、紫红色、褐红色、黄褐色 由于含有铁的氧化物或氢氧化物之故。表明当时沉积介质为氧化及强氧化条件，其中黄色常见于炎热干燥气候条件下的陆相沉积物当中，而红色常见于炎热潮湿气候条件下的陆相或海陆过渡相沉积物中，也可见于海相沉积物中。4色 由于含有和的硅酸盐矿物（海绿石、鲕绿泥石）所致。代表弱氧化或弱还原的介质条件。碎屑岩中若含角闪石、绿帘石、绿泥石等碎屑矿物多时也可呈绿色。5色、青色 是硬石膏、天青石、石膏、石盐等物有的颜色。有时蓝色是由于蓝铁矿和蓝铜矿引起的。沉积岩岩石学讲义06第八章 沉积岩各论81 沉积岩的分类一、 概述沉积岩的分类常以成因作为划分基本类型的基础，以成分、结构、构造等特征作为进一少分类的依据。岩石的成因是指沉积作用的性质和环境、沉积物质的来源、沉积分异的顺序、成岩作用的方式等。二、分类方案 物源火山源陆 源内 源类别大类火山碎屑岩陆源沉积岩内源沉积岩碎屑岩泥质岩蒸发岩化学岩可燃有机岩岩 类（按沉积分异顺序排列）集块岩火山角砾岩凝灰岩砾岩、角砾岩砂岩粉砂岩粘土岩高岭石粘土岩水云母粘土岩蒙脱石粘土岩石膏硬石膏石盐钾镁盐岩铝质岩铁质岩锰质岩磷质岩碳酸盐岩硅质岩煤油页岩泥岩页岩8.2 碎屑岩碎屑岩（或称陆源碎屑岩）：是由母岩机械破碎产秉的碎屑物质经搬运、沉积和压实胶结等作用而形成的岩石。821碎屑岩的一般特征一、碎屑岩的物质成分碎屑岩主要由碎屑物质、化学物质和杂基三部分组成。（一）、碎屑物质碎屑岩中的碎屑物质，可占整个岩石组分的50以上，是碎屑岩的特征组分。因为碎屑物质主要是从盆地之外的陆地上搬运而来的，故又称为陆源碎屑或外碎屑，它是母岩机械破碎的产物。碎屑物质可分为矿物碎屑和岩石碎屑两类。1矿物碎屑又称陆源矿物、继承矿物或他生矿物。碎屑岩中常见的碎屑矿物有20多种，而一种碎屑岩中的主要碎屑矿物不过35种。按相对密度大小可把碎屑矿物分为轻矿物和重矿物。轻矿物：密度2.86，主要包括石英、长石和云母。重矿物：密度2.86，少见。石英：石英抵抗风化的能力很强，既抗磨又不易分解，是碎屑岩中分布最广的一种碎屑矿物。在砂岩、粉砂岩中含量尤高，平均含量达66.8；在粗碎屑岩中含量较少，且以充填物的形式出现。因石英最稳定，故石英在碎屑岩中的含量是反映碎屑岩物质成分成熟度的一个重要标志。石英含量愈高，成分成熟度愈高，说明碎屑是经过了长距离的搬运、分异而沉积的。长石：含量仅次于石英，平均含量为11.5。长石主要来自花岗岩、花岗片麻岩等。常见的是钾长石、酸性斜长石，而中基性的斜长石少见。由于长石是不稳定矿物，故它们若在砂岩中大量出现，则多半是在干燥气候和快速堆积的条件下形成的。因干燥气候使长石不易受化学风化，仅是物理风化，有利于产生大量的长石碎屑；长石碎屑也只有在短距离搬运、迅速埋藏的条件下，才能保存下来不被分解。故长石的类型、含量和特征是追溯母岩、推断古气候、古构造等的重要依据。云母：多是稳定的白云母，常集中在细砂岩、粉砂岩的层面上。黑云母不稳定，少见，只出现在离陆源区近、而成分复杂的砂岩中。2岩石碎屑简称岩屑。是母岩直接破碎的产物。岩屑可直接用来推断母岩。岩屑反映了气候干旱、母岩风化不彻底、搬运近、沉积快的特征，故岩屑含量高，说明岩石的成分成熟度低。岩屑多分布在0.1mm粒级的砂岩和砾岩中。岩屑成分可以是各种岩石，但以细晶或隐晶质岩石的碎屑为主。岩浆岩岩屑：多为火山岩玄武岩、安山岩、流纹岩、粗面岩及火山玻璃等；部分微细的岩脉细晶岩、辉绿岩等；少见粗粒的侵入岩如花岗岩等。变质岩岩屑：多为浅变质板岩、千枚岩、变质石英岩、少量片岩、个别见深变质的片麻岩。沉积岩岩屑：多为细粒及隐晶质的岩石泥岩、页岩、燧石。少量微晶灰岩、粉砂岩、个另有砂岩、凝灰岩等。（二）、化学物质是从溶液中以化学方式沉淀的物质。多以胶结物的形式存在，对碎屑起胶结成岩的作用。但也有少部分只是孤立的矿物晶体，对碎屑不起胶结作用，称为自生矿物。还有部分可以交代碎屑或其它物质的形式出现。三者都是在沉积盆地内、在沉积期后的不同阶段新形成的矿物，故统称为化学沉淀物质。自生矿物质的共同特点是：成分一般较简单，结晶颗粒较小，清洁透明，晶形完好。研究自生矿物可以了解沉积、成岩及后生阶段的环境，对了解岩石的形成和变化有帮助。在碎屑岩中常见的化学没淀矿物类型有：1硅质矿物 蛋白石、玉髓、石英。2硫酸盐矿物 石膏、硬石膏、重晶石、天青石等。3碳酸盐矿物 方解石、白云石、菱铁矿、菱锰矿等。4磷酸盐矿物 磷灰石、胶磷矿。5硅酸盐矿物 海绿石、鲕绿泥石、沸石、自生长石、云母及自生重矿物等。6其它 铁的氧化物及氢氧化物、卤化物（萤石、岩盐等）、硫化物（黄铁矿）。（三）、杂基又称基质或碎屑杂基。是充填于碎屑颗粒之间的细粒的机械混入物。它们对碎屑起胶结作用，但它们不是化学成因的矿物。化学胶结物和杂基可总称为填隙物或广义的胶结物。杂基包括：粘土物质，指粒径小于0.005mm的粘土矿物。细粉砂，指0.030.005mm的碎屑物质，如长石、石英、云母等陆源碎屑。小于0.03mm的、对砂粒起胶结作用的碳酸盐矿物。二、碎屑岩的结构（一）、碎屑本身的结构1粒度碎屑颗粒的大小。粒度是碎屑岩进一步分类的依据，又是做粒度测量进行成因分析的主要对象，故粒度是碎屑岩很重要的一个特征。常用的自然粒级标准介绍：颗 粒 类 型自然粒级标准大类类mm砾巨砾256粗砾25664中砾644细砾42砂巨砂21粗砂10.5中砂050.25细砂0250.1微砂010.05粉砂粗粉砂0050.01细粉砂0010.005泥泥00052圆度是指碎屑颗粒的棱和角被磨蚀圆化的程度。一般分为四级：棱角状 颗粒具尖锐的棱角，原始形态基本未变或变化很小。说明碎屑未经搬运或搬运很近。次棱角状 碎屑颗粒的棱和角稍有磨蚀，尖角并不十分突出。说明碎屑经过了短距离搬运。次圆状 棱角有显著磨蚀，碎屑的原始轮廓还可看出。说明碎屑经过了较长距离的搬运。圆状 棱角已全磨圆。碎屑的原始轮廓已消失。说明碎屑经过了长距离的搬运和磨圆。3球度是指碎屑颗粒接近球体的程度。球度是颗粒三维空间的形状，三轴相等者球度最高，片状及柱状颗粒球度最低。球度和圆度是两个不同的概念，球度高的颗粒（如晶形很好的石榴石），其圆度不一定高；球度低的颗粒（如长柱状的角闪石，其边、棱被磨圆了）其圆度可能高。球度不仅与搬运距离有关，更与矿物形态有关（如片状云母矿物的球度很低）。但一般对同种矿物而言，随着搬运距离的加长，其圆度和球度均增高，故它们是量度碎屑岩的结构成熟度的标准之一。4表面特征包括磨光度和显微刻蚀痕。可判断搬运和沉积介质的性质，如毛玻璃状的霜面是风力搬运的（但也有人认为可能是化学腐蚀的）；冰川搬运的砂砾常有擦痕（有人认为河床砂砾也可造成擦痕）；浊流搬运的颗粒表面常带有细小的刻痕。（二）、填隙物的结构填隙物：位于碎屑颗粒之间，对碎屑颗粒起胶结作用或充填作用的物质，称为填隙物，或称广义的胶结物。它包括杂基、化学胶结物和砂质充填物（对砾岩、角砾岩而言）。主要是前二者。1杂基的结构杂基：主要是指粘土和0.03mm的细小碎屑物，它们一般是与碎屑颗粒一起机械沉积的，对碎屑起胶结作用。由于它们的颗粒非常细小，肉眼看不清轮廓，故多为泥状结构，呈土状断口，光泽暗淡，颜色多样（因混入不同色素而异）。2胶结物的结构胶结物：是指碎屑颗粒和杂基之外的化学沉淀物质，常是结晶的或非晶质的自生矿物，在碎屑岩中的含量小于50，它对碎屑颗粒起胶结作用，使之变成坚硬的岩石。胶结物的结构可按其结晶程度、晶粒的相对大小和绝对大小、分布的均一性、以及胶结物本身的组构特征来描述。常见的胶结物结构和成分如下：1）非晶质胶结（物） 常是蛋白石、磷酸盐、铁质等。2）隐晶质胶结（物） 玉髓、隐晶磷酸盐矿物。3）微晶质胶结（物） 微晶碳酸盐矿物等。4）结晶粒状胶结（物） 碳酸盐、硅酸盐矿物。5）栉壳状或丛生状胶结（物）碳酸盐矿物。6）连生胶结（物） 碳酸盐、硫酸盐矿物。7）带状、薄膜状胶结（物） 硅质、磷质矿物。8）再生（次和加大或共轴生长）胶结（物） 石英、长石或方解石。9）凝块状胶结（物） 铁质。3胶结类型支撑性质