沉积岩石学-第3章.沉积岩的构造与颜色（1）

1,第三章 沉积岩的*构造(概念)与颜色(1)（Structures and colors of sedimentary rocks）,第一节 概述第二节 层理构造第三节 层面、底面构造第四节 变形构造第五节 化学成因构造 第六节 生物成因构造第七节 复合成因构造 第八节 沉积岩的颜色,2,沉积岩的构造和颜色是沉积岩重要的宏观特征。1.概 念沉积岩的构造是指沉积物沉积时，或沉积之后，由于物理作用、化学作用及生物作用在沉积岩层内部或表面形成的各种形迹特征。沉积岩的构造总称为沉积构造在沉积物沉积过程中及沉积物固结成岩之前形成的构造称原生沉积构造。固结成岩之后形成的构造称次生沉积构造。,第一节 概 述,3,2.研究意义：可以确定沉积介质的营力及流动状态有助于分析沉积环境，有助于确定地层的顶/底层序等。 颜色是沉积岩最醒目的标志之一，它取决于岩石的成分、形成时的物理化学条件，因而也是鉴别岩石，划分和对比地层，分析古地理的重要依据之一。,4,5,沉积构造的分类 主要有两种分类方案，一是构造形态分类，另一是构造成因分类。,6,第二节 层 理 构 造 一、层理的概念 二、层理的基本术语 三、层理分类及层理主要类型 四、层理的形成,7,1、层理的概念 层理是岩层内部由于沉积物的成分、结构、颜色等沿垂向的变化而显示出来的层状纹理构造。,8,9,2. 层理的组成要素 1）纹层（细层）：组成层理的最基本的最单位，内部没有任何肉眼可见的层。,10,11,纹层的形态可以是平直的、波状的、弯曲的。 纹层可以是连续的、不连续的。 纹层之间可以是平行的、不平行的 。 纹层与岩层层面可以是平行的、不平行的。,12,2）层系（丛系）：由许多成分、结构、厚度和产状近似的同类型纹层组合而成，形成于相同的沉积条件下，是一段时间内水动力条件相对稳定的水流条件下的产物。 水平细层(或纹层)组成的层系，但由于层系间缺乏明显的划分标志，一般难以划分层系。 倾斜细层组成的层系，层系间有明显的层系界面分隔。则易于识别。,13,14,3）层系组（层组）：由两个或两个以上的岩性（成分、结构）基本一致的相似层系或性质不同，但成因上有联系的层系叠覆组成，期间没有明显间断。 是在同一环境的相似水动力条件下形成的。 例如由厚度不等的板状层系所组成的层系组,15,层与层之间有层面分开，层面代表了短暂的沉积间断或沉积作用的突然变化。,16,17,块状层(1m),厚层(1-0.5m),18,中层(0.50.1m),19,薄层(0.10.01m),20,三、 层理分类及层理主要类型,按照层内组分和结构的性质把层理一般划分为四种类型：非均质层理、均质层理、递变层理、韵律层理。,非均质层理,均 质 层 理,21,韵 律 层 理,递 变 层 理,22,（二）主要层理类型 1水平层理及平行层理 水平层理（horizontal bedding）：纹层呈直线状平行排列并平行于层面。一般认为这种层理是在比较弱的水动力条件下，由悬浮物质或溶解物质沉淀而成。主要发育于粉砂岩、粘土岩和泥晶灰岩中，常见于海、湖深水地带、潮坪、闭塞海湾、泻湖、沼泽及牛轭湖等环境。,23,平行层理（parallel bedding）主要产于砂岩中，在外貌上与水平层理相似。其特征是：纹层较厚，可达几厘米，纹层之间没有清晰的界面，只能通过细微的粒度可以看出，但层理易剥开，在剥开面上有剥离线理构造(parting lineation)。 平行层理是在较强的水动力条件下，高流态中由平坦的床沙迁移，床面上连续滚动的砂粒产生粗细分离而显出的水平细层。平行层理一般出现在急流及能量高的环境中，如河道、湖岸、海滩、浊流等环境，常与大型交错层理共生。,24,25,2,26,27,3 交错层理 交错层理是最常见的一种层理。在层的内部由一组倾斜的细层(前积纹层)与层面或层系界面相交，所以又称斜层理。交错层理是沉积介质的流动造成的。,交错层理按层系厚度不同可分为：小 型 (3cm)交错层理中 型 (310cm)交错层理大 型 (10200cm)交错层理特大型 (200cm)交错层理。,28,交错层理按层系形态分为： 板状交错层理 楔状交错层理 槽状交错层理,29,板状交错层理： 层系之间的界面为平面，而且彼此平行。每一单层中的前积细层(或纹层)较平直或微向下凹，一般同向倾斜。有时层系底界面有冲刷面，纹层内常下粗上细。大型板状交错层理在河流沉积中最为典型。,30,楔状交错层理： 层系之间的界面为平面，但不互相平行，层系厚度变化明显呈楔形，层系间常彼此切割，纹层的倾向及倾角变化不定。常见于海、湖浅水地带和三角洲地区。,31,槽状交错层理： 层系底界为下凹槽形曲面，纹层在顶部被切割。大型槽状交错层理层系底界冲刷面明显，底部常有泥砾。多见于河流环境中。,32,槽状交错层理,33,34,交错层理按成因可以分为：（1）流水成因的交错层理 爬升波纹交错层理（2）波浪成因的交错层理 a.浪成沙纹交错层理 b.冲洗交错层理、 c.丘状交错层理（风暴交错层理）（3）风成的交错层理（4）潮汐成因的交错层理 潮汐层理（过渡性层理）,35,从波状层理到爬升沙纹层理，再到沙纹层理，反映了悬移质/推移质的比值关系。 沙纹层理、爬升沙纹层理多出现在河流的上部边滩及堤岸沉积、洪泛平原、三角洲、浊流沉积环境中。,（1）流水成因的交错层理 a.爬升沙纹交错层理： 当由大量的悬浮沉积物供给时，沙纹不仅向前迁移，同时向上爬叠，形成爬升沙纹层理。,36,37,爬升沙纹层理,38,b 羽状交错层理羽状交错层理又称人字形交错层理或鱼骨状交错层理，是涨潮流形成的前积层与退潮流形成的前积层交互而成，在剖面上层系互相叠置，相邻层系的细层倾向正好相反，呈羽毛状或人字形，层系间常夹有薄的水平层。常见于潮间带的潮汐沟、三角洲等沉积地带。,39,羽状交错层理,40,41,湖南石门杨家坪寒武系灰岩中的羽状交错层理,42,（2）波浪成因的交错层理 a.浪成沙纹层理： 由浪成沙纹迁移形成的交错层理即浪成沙纹层理。 它与水流砂波形成的层理不同之处在于：上部层系由倾向相反、相互超覆的前积纹层组成特征的人字形构造或呈收敛束状，有时前积纹层可呈单向倾斜；底部层系呈不规则波状。层系界面呈缓波状，其上并有泥质纹层覆盖。 这类层理主要出现在海湖滨岸、陆棚、澙湖等环境中。,43,44,浅湖砂坝中的浪成沙纹交错层理,45,浅湖砂坝中的浪成沙纹交错层理,46,当波浪破碎后，继续向海岸传播，在海滩的滩面上产生向岸和离岸往复和冲洗作用，形成的低角度楔状交错层理，又称海滩加积层理。,b.冲洗交错层理：,47,48,c.丘状交错层理（风暴交错层理）： 由一些大的宽缓波状层系组成的，外形呈圆丘状，向四周缓倾斜；丘高2050cm，宽100500cm；层系上部被侵蚀；纹层与层系底界近于平行，而中部呈发散-收敛状，纹层倾角小(一般15)而变化大。丘状交错层理主要出现于粉砂岩和细砂岩中，常有大量云母和碳屑。,49,丘状交错层理,50,（3）风成交错层理： 风成交错层理的特点是规模大，层系厚度一般由几十厘米到100200cm，有时可达10m以上；前积纹层具有高角度倾角，一般在2534之间，甚至达40 以上。 这类层理是由风成沙丘的迁移形成的。沙丘的高度取决于风的强度和颗粒大小。 风成交错层中不夹泥质物，砂粒磨圆和分选较好，并呈板状、槽状及楔状交错层。它们主要出现于沙漠环境和海滩上的风成沙丘带。,51,52,（4）潮汐成因的交错层理（潮汐层理） 是砂、泥沉积中的一种复合型层理。它是由压扁层理（又称脉状层理）、波状层理、透镜状层理组合而成，在形态上很像小型波状层理。 脉状层理又称压扁层理，其特征是在砂质沙纹谷内和部分脊上分布断续的泥质脉状体。,脉状层理的形成在涨潮流和退潮流的活动期，形成砂质纹层，泥质保持悬浮状态，在憩水期，悬浮的泥质沉积在沙纹上，下一个潮汐活动期，波脊上的泥质被冲蚀，波谷的泥质则被保存下来。,53,脉状层理,54,透镜状层理的特征是在泥基质中夹有砂质透镜体。其形成的条件与脉状层理相反，它是在潮水或波浪作用较弱，砂质供应不足，而泥质比砂质的沉积和保存均有利的条件下形成的。,55,透镜状层理,56,57,58,波状层理是上述两种层理之间的过渡类型，呈砂泥互层的波状层理 。它是在水动力条件强弱交替，分别有利于砂和泥沉积与保存的条件下形成的。,59,上述三种层理常相互伴生，主要出现在潮间坪和潮上坪沉积环境中。另外，在三角洲前缘、浅水陆棚及河流的洪泛沉积中，当存在形成这些层理相似的水动力条件时，也可以出现。,60,61,4 递变层理 又称粒序层理，是在一个层内因粒度从底部到顶部逐渐变化所造成。从层的底部至顶部，粒度由粗逐渐变细者称正粒序，若由细逐渐变粗则称为逆粒序。正反粒序渐变性衔接称双向粒序；粒序层理底部常有一冲刷面，内部除了粒度渐变外，不具任何纹层。,62,63,64,5 韵律层理 由层与层间平行或近于平行的从数毫米至数十厘米的等厚或不等厚的两种或两种以上的岩层的互层重复出现所组成，常见砂质层与泥质层的韵律互层，称为砂泥互层层理。 韵律层理的成因很多，可以由潮汐环境中潮汐流的周期变化形成潮汐韵律层理；也可以由气候的季节性变化形成浅色层与深色层的成对互层，即季节性韵律层理；还可以由浊流沉积形成复理石韵律层理等。,65,韵 律 层 理,66,67,（6）均质层理（块状层理） 层内物质均匀，组分和结构上无差异，不显细层构造的层理，称为块状层理。 它是一种以沉积物质的快速堆积为特征，由沉积物垂向加积作用形成的产物。砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩、甚至灰岩中都可出现块状层理。常见于浊流和洪流沉积物及冰碛物中，有时块状层理是由强烈的生物扰动、重结晶或交代作用破坏原生层理而形成。,68,均质层理（块状层理）,69,四、层理的形成 流体作用于松散的非粘性沉积物表面，形成的各种几何形态，称为床沙形体。 例如沙纹、沙丘、冲坑等 床沙形体保存在层面上的痕迹就成为波痕，床沙形体迁移过程在层内留下的痕迹就是层理。 床沙形体的形态和规模取决于水动力条件。Simons和Richardson根据水槽实验建立起来了流动条件与床沙形体的关系。,70,急流、缓流与福劳德值Fr 当Fr 1时为急流，又称超临界流动或高流态代表一种水浅流急的流动特点。,71,流态与床砂形体示意图,72,2流速20cm/s时，床沙移动，由于水具有脉动性，并存在流动阻力，于是在瞬时流速大的地方发生冲刷，在瞬时流速小的地方发生沉积，从而，使河床失去了平整性，形成迎流面向上游缓倾斜，背流面向下游陡倾斜的不对称床沙形体沙波。沙波一般高0.53cm，波长30cm，称为沙纹。,1当流动强度很小时，沙粒不能移动，悬浮物质沉积形成物运动的平坦的床沙。,73,3.当流速达50cm/s时，沙波的波高、波长逐渐增大，波高由3cm增至10-20cm，波长数米，先后出现沙浪、沙丘两种床砂形体。 形成沙浪的流速比沙丘小，沙浪的波脊比沙丘的波脊较为平直，波长/波高的比值要大些。在流态特征上，沙纹、沙浪和沙丘都属于低流态，流动阻力大，沉积物的搬运相对少而不连续，颗粒沿着床沙形体的陡坡向下崩落，床沙形体连续缓慢地向前移动，水面波的起伏恰好相反，构成异相位，Fr0.8或1，水流流态为缓流。,74,4.流动强度再增大，波长就会急剧增大，流水以较大的剪切力削蚀沙丘的高度，形成低角度沙丘（倾角大约10），属于过渡流态，沉积物的搬运趋向连续，表面波趋向平缓，与床沙形体的起伏无关，Fr接近1。5.流动强度进一步增大，低角度的砂丘逐渐消失，形成平坦的床沙，沙粒在平坦的床沙上作连续的滚动和跳跃。,75,6.当流动强度继续增大，水面波又出现起伏，起伏的形态与床砂形体的起伏一致，构成同相位。表面波与床沙形体产生明显的相互作用，由于高的流速和大的Fr值，使水面波增高，变的不稳定，向上游方向发生破碎。水流向下游方向的流动使床砂形体的陡坡一侧产生侵蚀，并在下一个床沙形体的缓坡一侧产生加积，床沙形体向上游移动，形成逆行沙丘。,76,7.当水流强度再增大时，在有相当大的坡度和沉积物搬运量时，则构成大的沉积物丘，形成流槽和凹坑。,77,流态决定床沙形体的性质，流体的流动产生床沙形体的迁移，床沙形体迁移在层内留下的痕迹就