沉积岩石学&ampamp;5沉积岩的构造和颜色课件

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,第五章 沉积岩的构造和颜色,第五章 沉积岩的构造和颜色,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形成的各种构造。可进一步分为,原生构造,和,次生构造,。,原生构造,:,在沉积物沉积过程中及沉积固结成岩之前形成的构造。例如层理、包卷构造等。,次生构造,:,固结成岩之后形成的构造，例如缝合线等。,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,构造研究意义,:,(1),可以确定沉积介质的营力及流动状态，从而有助于分析沉积环境,; (2),有的还可确定地层的顶底层序等。,颜色研究意义,:,颜色是沉积岩最醒目的标志，它取决于岩石的成分及物理化学形成条件，因而它也是鉴别岩石、划分和对比地层、分析古地理的重要依据之一。,构造研究意义: (1)可以确定沉积介质的营力及流动状态，从而,沉积岩的基本特征,沉积岩的物质成分,沉积岩的构造,沉积岩的颜色,沉积岩的基本特征 沉积岩的物质成分,沉积岩的物质成分,按形成阶段分为,陆源矿物,:,即碎屑矿物，在沉积以前就存在，又称继承矿物。,自生矿物,:,同生阶段、成岩阶段、后生阶段和表生阶段形成的矿物。,沉积岩的物质成分按形成阶段分为,沉积岩的构造分类,分类,:,以成因分类为主，次一级以形态来划分。,大类,:,物理成因构造、化学成因构造、生物成因构造、复合成因构造,物理成因及生物成因构造均为原生构造，化学成因的构造既可以是原生构造,(,如同生结核构造,),，也可以是次生构造,(,如缝合线构造,),。,沉积岩的构造分类分类: 以成因分类为主，次一级以形态来划分。,成因分类,成因分类,成岩阶段构造分类,同生构造,成岩作用构造,后生作用构造,表生作用构造,成岩阶段构造分类同生构造,流动成因构造,层理构造,层理要素,流态及层理形成,主要构造类型,(,块状、韵律、粒序、水平及平行、波状、交错,),层面构造,波痕,(,流水波痕、浪成波浪、风成波浪,),、原生流水线理、底层面构造,流动成因构造 层理构造,层理构造,概念,:,层理构造是沉积岩中最重要的一种构造。它是沉积物沉积时在层内形成的成层构造。层理由沉积物的成分、结构、颜色及层的厚度、形状等沿垂向的变化而显示出来。,层理构造概念: 层理构造是沉积岩中最重要的一种构造。它是沉积,层 、层面,层,:,层或一个单层是在基本稳定的介质条件下沉积的一个单元，表示最小的岩石地层单位，它由成分上基本一致的沉积物组成。,层面,:,层与层之间有层面分隔，层面代表了短暂的无沉积或沉积作用突然变化的间断面。,层厚,:,变化很大，由数毫米至数米。可进一步分为,:,块状层,( 2m),、,厚层,(2 0.5m),、,中层,(0.5 0.1m),、,薄层,(0.1 0.01m),、,微层,(0.01m),。,层 、层面层: 层或一个单层是在基本稳定的介质条件下沉积的一,厚层,厚层,薄层,薄层,组成层理的要素,细层,层系,层系组,组成层理的要素,细层,细层,通常又称,纹层,(lamina),，是组成层理的最小单位，其厚度极小，常以毫米计；同一细层往往具有比较均一的成分和结构，但有时也有粒度的变化，是在,相同水动力条件下同时形成的。,细层可以与层面平行或斜交；细层可以是平直的、波状的或弯曲的；细层之间可以平行或不平行；细层可以是连续的，也可以是断续的。,细层细层通常又称纹层(lamina)，是组成层理的最小单位，,层系,层系,(set),又称,丛系,，是由成分、结构和产状上相同的许多细层组成的。层系是在同一环境的相同水动力条件下，由不同时间形成的细层组成的。,层系界面的形态可分为,板状层系,、,楔状层系,和,槽状层系,。,板状层系,即层系界面为平面，且层系界面相互平行呈板状延伸。,层系层系(set)又称丛系，是由成分、结构和产状上相同的许多,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,楔状层系,:,层系界面相互不平行。,槽状层系,:,底界面成槽状或杓状。,层系厚度,:,层系的上、下界面之间的垂直距离。,楔状层系: 层系界面相互不平行。,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,层系组,层系组,:,是由两个或两个以上有相似层系组成的，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 。,层系组层系组: 是由两个或两个以上有相似层系组成的，是在同一,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,流态与层理的形成,在河床或水槽中，流水沿着河床上非粘性沉积物,(,如砂、粉砂,),的床面上流动时，在沉积物表面铸造的几何形态，称为,床沙形体,。,研究床沙形体与流动条件：涉及流体的,流态,。,流态,系取决于相位,(,水体表面波起伏与床沙形体起伏的关系,),、流动阻力、流体的密度、浪动的深度、平均流速和颗粒大小，其直接判别标志则为,福劳德数,(Fr,值,),。,流态可分为,低流态,、,过渡流态,及,高流态,。,流态与层理的形成 在河床或水槽中，流水沿着河床上非粘性沉积物,流动条件与床沙形体的关系,水槽实验,:,流水在小于,0.6mm,砂粒的平坦床沙上流动时，当流动,强度很小或流速极缓慢时,，流水尚不能推动颗粒运动，此时床沙物质并不移动；水中携带的悬浮物质沉积在床沙表面后即形成,无运动的平坦床沙,(,水平层理,),。,流动条件与床沙形体的关系 水槽实验: 流水在小于0.,低流态,过渡流态,高流态,流,动,强,度,增,大,低流态过渡流态高流态流,沙纹的形成,当水流的强度增大，流速达到,20cm/s,时，床沙颗粒开始移动；由于有流动阻力的存在，在床沙表面形成向上游缓倾斜、向下游陡倾斜的不对称的沙波，其波高为,0.5-3cm,，波长小于,30cm,，很少超过,60cm,，这种床沙形体称为,沙纹,(ripples),。,沙纹的形成当水流的强度增大，流速达到20cm/s时，床沙颗粒,沙浪、沙丘的形成,当水动力进一步增强，流速达到,50cm/s,时，沙纹的波高及波长逐渐增大，波高由,3cm,左右到,10-20cm,，波长可达数米；先后出现,沙浪,(sand waves),、,沙丘,(dune),两种床沙形体。,形成沙浪的流速要小于沙丘，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。,沙浪、沙丘的形成当水动力进一步增强，流速达到50cm/s时，,在流态特征上，沙纹、沙浪、沙丘都属于低流态，其流动的阻力大，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，水面波的起伏与床沙形体的起伏恰好相反，构成,异相位,，福劳德数,(Fr),小于,0.8,或,1,，水流流态为,缓流,。,在流态特征上，沙纹、沙浪、沙丘都属于低流态，其流动的阻力大，,低角度沙丘的形成,当流动强度再增大时，则波长急剧的增大，流水遂以较大的剪切力削蚀沙丘的高度，形成,低角度的沙丘,(,倾角大约,10,左右，也称为,冲洗沙丘,),，属于,过渡流态,，沉积物的搬运趋向连续，水面波趋向于变平，与床沙形体的起伏无关，福劳德数接近于,1,。,低角度沙丘的形成当流动强度再增大时，则波长急剧的增大，流水遂,平坦床沙的形成,当流动强度进一步增大，低角度的沙丘逐渐消失，形成,平坦的床沙,，砂粒在平坦的床面上作连续的滚动和跳跃，跳跃的高度大约等于颗粒直径的,2,倍，这种床沙形体称,平坦床沙,。,平坦床沙的形成当流动强度进一步增大，低角度的沙丘逐渐消失，形,逆行沙丘的形成,若再增加水流的强度，则水面波又出现起伏，其起伏形态与床沙形体的起伏一致，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福劳德数值，使水面波增高，直至不稳定，向上游方向发生破碎。此时水流向下游方向的流动使床沙形体的陡坡一侧遭受侵蚀，并在下一个床沙形体的缓坡一侧产生加积，则床沙形体向上移动，形成,逆行沙丘,(antidunes),。,逆行沙丘的形成若再增加水流的强度，则水面波又出现起伏，其起伏,流槽、凹坑的形成,当水流强度再增大，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,(chutes),和,凹坑,(pools),。,流槽向上游缓慢的移动，每个流槽的终端同凹坑连结，,平坦床沙,、,逆行沙丘,、,流槽,和,凹坑,都属于高流态，其流动的阻力小，沉积物的搬运量大而且是连续运动，水面波的起伏和床沙形体的起伏是一致的，构成,同相位,，福劳德数大于,1,，水流流态为,急流,。,流槽、凹坑的形成当水流强度再增大，在有相当大的坡度和沉积物搬,影响床沙形体的因素,影响床沙形体大小和类型的变化，最重要的因素是：,流动强度,平均流速,颗粒大小及流动深度,影响床沙形体的因素影响床沙形体大小和类型的变化，最重要的因素,层理形成的机理,流态可决定床沙形体的性质，而流体的流动产生了床沙形体的迁移，,床沙形体迁移过程在层内留下的痕迹,就是层理,。,层理形成的机理流态可决定床沙形体的性质，而流体的流动产生了床,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,举例说明,沙纹迁移，即形成小型交错层理；,沙浪、沙丘迁移时能够形成中型或大型的交错层理；,平坦床沙迁移可形成平行层理。,按床沙形体脊的几何形态可分为：直线状、弯曲状、链状、舌状、新月状,(p.66),。,脊为直线状和微弯曲状，可形成板状交错层理；而脊为弯曲状、链状、舌状和新月状时，则形成槽状交错层理,举例说明沙纹迁移，即形成小型交错层理；,床沙载荷迁移的变化,随着流水的向前流动，则床沙载荷不断地向前迁移。,床沙形体的表面总是向下游倾斜较陡，而向上游倾斜较缓。,在陡坡上加积形成的纹层称为,前积层,，而在缓坡上加积形成的纹层称为,后积层,。,床沙形体迁移时，后积层不断地被侵蚀，前积层则不断地加积。,大约在迎水坡约,2/3,处，向下游方向迁移的床沙物质可集中形成,重流层,，砂粒以不连续的运动方式沿着陡坡,(,崩落面,),间歇性的崩落。,床沙载荷迁移的变化随着流水的向前流动，则床沙载荷不断地向前迁,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,主要层理构造类型及其特征,可按层内粒度递变特征划分为：,块状层理,韵律层理,粒序层理,按细层的形态与层系界面的关系划分为,:,水平层理,平行层理,波状层理,交错层理,主要层理构造类型及其特征可按层内粒度递变特征划分为：,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,块状层理,(massive bedding),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,。在泥岩及厚层的粗碎屑岩中常见。,一般认为块状层理是由悬浮物的快速堆积、沉积物来不及分异，因而不显细层，如河流洪泛期快速堆积形成的泥岩层。,块状层理也可由沉积物重力流快速堆积而成；在若干情况下，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所形成的。,块状层理(massive bedding)层内物质均匀、组分,韵律层理,(rhythmic bedding),由层与层间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性层的,互层重复出现,所组成，常见砂质层和泥质层的韵律互层，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,；,还可由浊流沉积形成,复理石韵律层理,等,韵律层理(rhythmic bedding)由层与层间平行的,韵律层理,韵律层理,潮汐韵律层理,(,周口店龙山组,),潮汐韵律层理(周口店龙山组),复理石韵律层理,复理石,:,是浊流沉积的海相地层。其特征是厚度大，通常很少含化石，具有薄层的递变层理。它主要由泥灰岩、砂质、钙质页岩、泥岩，与砾岩、砂岩和硬砂岩等组成具有明显韵律层的岩石组合，它形成于海洋浊流环境。,复理石韵律层理复理石: 是浊流沉积的海相地层。其特征是厚度大,粒序层理,(graded bedding),粒序层理,又称,递变层理,，从层的底部到顶部，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,。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。,粒序层理有多种成因，可在不同的环境中形成。主要由悬移搬运的沉积物，在搬运和沉积过程中，因流动强度减小、流水携带能力减弱、沉积物按粒度大小依次先后沉降而形成。,粒序层理(graded bedding)粒序层理又称递变层理,粒序层理是,浊积岩,中的一种特征性的层理，这种粒序层理的厚度从数毫米至数十厘米，也可以厚达一米至数米。一般来说，物质越粗，层的厚度越大，粒序层的厚度较稳定，侧向延伸较远。,浊流粒序层理形成示意图,粒序层理是浊积岩中的一种特征性的层理，这种粒序层理的厚度从数,粒序层理,粒序层理,粒序层理除了浊流成因以外，还有,其它成因,，如携带有大量悬浮物的河流、海流、潮汐流沉积，以及冰川季节性融化的冰湖沉积；甚至生物的扰动作用也可形成粒序层理。这些粒序层理厚度变化，从数毫米至数厘米，很少超过数十厘米，横向分布不稳定，常被砂泥层中断，而常与其它层理共生。,逆粒序层理,不多见，主要出现在沉积物重力流及携带悬移载荷的河流沉积中。低弯度的河流沉积中也出现有逆粒序层理，这与河流的流动强度不断的增大，悬浮搬动中的粗碎屑沉积物越来越多有关。,粒序层理除了浊流成因以外，还有其它成因，如携带有大量悬浮物的,逆,(,反,),粒序层理,逆(反)粒序层理,水平层理,(horizontal bedding),主要产于细屑岩,(,泥质岩、粉砂岩,),和泥晶灰岩中，细层平直并与层面平行，细层可边续或断续，细层约,0.1-nmm,。,水平层理是在比较弱的水动力条件下，由悬浮物沉积而成。,它出现在低能的环境中，如湖泊深水区、泻湖及深海环境。,水平层理(horizontal bedding)主要产于细屑,水平层理,水平层理,平行层理,(parallel bedding),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。,细层的侧向延伸较差，沿层理面易剥开，在剥开面上可见到,剥离线理构造,(parting lineation structure),。,平行层理(parallel bedding)是在较强的水动力,平行层理一般出现在急流及能量高的环境中，如河道、湖岸、海滩等环境中。常与大型交错层理共生。,主要产于砂岩中，在外貌上与水平层理极相似。,平行层理一般出现在急流及能量高的环境中，如河道、湖岸、海滩等,平行层理,平行层理,波状层理,(wavy bedding),层内的细层成连续的波状或薄的泥纹层和砂纹层成波状的互层。,如细层不连续，称为断续的波状层理。,一般形成波状层理要有大量的悬浮物质沉积，当沉积速率大于流水的侵蚀速率时，可保存连续的波状细层。,波状层理(wavy bedding)层内的细层成连续的波状或,波状层理,波状层理,交错层理,(cross bedding),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,(,前积层,),与层面或层系界面相交，所以又称,斜层理,。,交错层理中层系的形状不同分为：,板状交错层理、楔状交错层理、槽状交错层理、波状交错层理,等；,按层系厚度不同，可分为小型,(200cm),交错层理。,交错层理(cross bedding)交错层理是最常见的一种,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,斜层理,斜层理,板状交错层理,板状交错层理,楔状交错层理,楔状交错层理,槽状交错层理,槽状交错层理,波状层理,波状层理,交错层理类型的确定及意义,在确定交错层理类型时，最好有三度空间或至少有两个断面的露头，在不同的断面上，层系或细层可以有不同的形态。,如板状交错层理，在与流水平行的断面上，细层成单向倾斜，层系成板状；而在与流水垂直的断面上，细层可以水平，也可以倾斜。,槽状交错层理，在与流水垂直的断面上，层系成槽状；在与流水平行的断面上，层系可能呈单向倾斜的板状或舟状。,交错层理类型的确定及意义在确定交错层理类型时，最好有三度空间,交错层理的细层面的斜度,(,细层面与下层系界面的夹角,),和方位,(,细层面的倾向,),的不同，在板状交错层中细层面的倾向代表水流的流向，槽状交错层中槽的长轴倾斜方向平行于水流的流向。,交错层理可有不同的成因产生，除了由沙纹、沙浪、沙丘、逆行沙丘等床沙形体迁移而形成小型、中型、大型的交错层理以外，还有蛇曲河的边滩和海滩面的侧向加积，风成砂丘和水下砂坝的迁移等都可形成大型、特大型的交错层理。,几种常见的交错层理,:,交错层理的细层面的斜度(细层面与下层系界面的夹角)和方位(细,流水成因的交错层理,流水沙纹层理,(,小型交错层理,),及爬升沙纹层理,中型至大型的板状交错层理及槽状交错层理,逆行沙丘交错层理,流水成因的交错层理流水沙纹层理(小型交错层理)及爬升沙纹层,小型交错层理及爬升沙纹层理,在非粘性的细粒沉积物中，沉积物供给相对少而成床沙搬运的条件下，由流水沙纹迁移形成流水沙纹层理。其层系的厚度小于,3cm,；呈板状、槽状、多数呈舟状，多层系；层系组内的前积层均为一个方向倾斜的小型斜的小型斜层理。,如有大量的沉积物特别是以悬浮物供给时，沙纹不仅向前迁移，而且同时向上能建造成爬叠沙纹系列，后一个层系爬叠在前一个层系之上，称为,爬升沙纹层理,(climbing ripple bedding),。,小型交错层理及爬升沙纹层理在非粘性的细粒沉积物中，沉积物供给,爬升沙纹层理,爬升沙纹层理,在露头上有时可见从保存有前积层和后积层的波状层理达渡到只保存前积层的爬升沙纹层理。这种层理类型的变化，反映了悬移质,/,推移质的比率关系,如果沉积物中悬移物质的沉积大于推移物质时，后积层不被侵蚀，主要被从悬浮体中沉积下来的沉积物所覆盖，沙纹的脊稍有迁移并能完整地被埋藏和保存下来，形成,波状层理,；,如果悬移物质,/,推移物质比率减小到近于相等时，后积层逐渐被侵蚀，只保存前积层，形成,爬升沙纹层理,；,在露头上有时可见从保存有前积层和后积层的波状层理达渡到只保存,如果推移物质大于悬移物质时，沙纹只有向前迁移而没有同时向上增长，遂仅保存前积层形成,沙纹层理,。,沉积物周期性地快速堆积的环境，有利于爬升沙纹层理的形成。,沙纹层理、爬升沙纹层理可以出现在河流的上部边滩及堤岸沉积、洪泛平原、三角洲及浊流沉积环境中。,如果推移物质大于悬移物质时，沙纹只有向前迁移而没有同时向上增,中型至大型的板状交错层理及槽状交错层理,中型至大型的,板状交错层理,主要是由沙浪迁移形成的，层系呈板状，层系厚度大于,3cm,，可达,1m,或更厚。,槽状交错层理,主要是由沙丘迁移形成的，层系呈槽状或小舟状，槽的宽度和深度都可从几厘米到数米，槽的宽深比常趋于固定值。,大型交错层理可以在河流、海滩、潮汐通道等沉积环境中出现。,中型至大型的板状交错层理及槽状交错层理 中型至大型的板状交错,逆行沙丘交错层理,(antidune cross-bedding),在,Fr1,、同相位、水浅流急的高流态条件下，逆行沙丘迁移形成,逆行沙丘交错层理,。,特点,：层系似透镜状、长,1-6m,、高,1-45cm,、细层模糊、并以低角度,(,通常小于,10),倾斜，与上下交错层理的细层倾向相反，并与平行层理共生。,在河流边滩及海滩等沉积环境均可见到这种层理。,逆行沙丘交错层理(antidune cross-beddi,波浪成因的交错层理,浪成沙纹层理,(wave ripple bedding),冲洗交错层理,(swash bedding),丘状交错层理,(hummocky cross bedding),和洼状交错层理,(swaley cross bedding),波浪成因的交错层理浪成沙纹层理(wave ripple be,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,冲洗交错层理,冲洗交错层理,潮汐成因的交错层理,潮汐流，除了形成与流水、波浪成因相同的交错层理以外，由于潮汐流是一种往复性的水流，还可以形成一些特殊的层理和其它构造，如,羽状,(,或人字形,),交错层理、潮汐层理、再作用面构造,等。,潮汐成因的交错层理,羽状交错层理,(herringbone cross-bedding),羽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。,羽状交错层理一般出现在潮间带的下部及潮汐通道中。,羽状交错层理(herringbone cross-beddi,羽状交错层理,羽状交错层理,潮汐层理,(tidal-bedding),潮汐层理包括,脉状层理、透镜状层理及波状复合层理,。,主要出现在粉砂岩、粉砂质泥岩中。,脉状层理,是在波谷及部分波脊上含有泥质条纹的沙纹层理。在涨潮流和退潮流的活动期，形成砂质沙纹，而泥质保持悬浮状态；在憩水期，悬浮泥质沉降覆盖在沙纹上，当下一个潮汐流的活动期开始时，波脊上的泥被削去而波谷中的泥被新的沙纹覆盖而保存，最终形成脉状层理。,潮汐层理(tidal-bedding)潮汐层理包括脉状层理、,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，它是在潮汐水流或波浪作用较弱，并且砂的供应不足，泥质比砂质的沉积和保存均有利的条件下形成的。,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,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,脉状层理,(,砂包泥,),透镜状层理,(,泥包砂,),脉状层理(砂包泥)透镜状层理(泥包砂),波状复合层理,是上述两种层理之间的过渡类型，成砂泥互层的波状层理。,这三种层理常相互伴生，主要出现在潮间坪及潮上坪沉积环境中。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。,波状复合层理是上述两种层理之间的过渡类型，成砂泥互层的波状层,再作用面构造,(reactivation surfaces structure),再作用面,是指同一层系内的一个侵蚀面，因而再作用面两侧的前积纹层的倾向是基本一致的。再作用面的形成与水流方向或水位的变化有关。由于潮汐流的方向改变可以使先形成的前积层遭受侵蚀改造，当潮汐流的方向恢复原来方向时，在此侵蚀面上又重建相同的前积层，这一侵蚀面即再作用面。,水位的变化也可形成再作用面构造，如在河床沉积物中，高水位时形成的前积层，在低水位时受到水流的侵蚀，当再进入高水位时，在此侵蚀面上又重建相同的前积层。,再作用面构造(reactivation surfaces s,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,风成的交错层理,(aeolian cross bedding),风的吹扬作用可以形成风砂流，风砂流的流动造成床沙形体的迁移，从而形成风成交错层理。,风成的交错层理(aeolian cross bedding),风成交错层理形成的机理与流水成因的交错层理，有着重要的差别：,风成沙纹主要是由跳跃和表面蠕动的颗粒向前移动形成的，沙纹脊之间的距离等于跳跃颗粒的轨道长度；,风成沙丘上的流动分离作用发生在折点处，因此，大多数情况下风成沙丘的背风坡漩涡和回流是不重要的；,风成交错层理形成的机理与流水成因的交错层理，有着重要的差别：,风的方向比流水方向更易变化，可以有横向风成沙丘,(,沙脊垂直主要风向,),，也可以有纵向风成沙丘,(,沙脊平行主要风向,),；,风成沙丘的大小，不受流动深度的限制，主要和风速及夹砂量有关；横向沙丘和纵向沙丘高从,0.1-100m,，更复杂的大型锥状沙丘高可达,20-450m,。,风成沙丘类型,风的方向比流水方向更易变化，可以有横向风成沙丘(沙脊垂直主,风成沙丘形成的交错层理特点,规模大，层系的厚度一般由几十厘米到,1-2m,，有时可达十米以上。,沙丘的高度取决于风的强度和颗粒大小。在沙丘的脊顶沉积速度为零，在背风坡的沉积速度最大，到了背风坡的未端又降到零，结果导致崩落面,(,背风坡,),的上部比下部推进,(,堆积,),得快，所以，前积纹层的倾角一般在,25-34,之间，并伴有同生滑动变形扭曲，接近崩落面的底部，前积层逐渐变平。,风成沙丘形成的交错层理特点规模大，层系的厚度一般由几十厘米到,风成交错层理中未夹有泥质物，而且砂粒的磨圆和分选较好。,风成交错层理常呈板状、槽状交错层理，但也有楔状交错层理，一般认为楔状是由风向改变造成的。,风成交错层理主要出现于沙漠沉积环境及海滩上的风成沙丘带。,风成交错层理中未夹有泥质物，而且砂粒的磨圆和分选较好。,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,层面构造,当岩层沿着层面分开时，在层面上可出现各种构造和铸模，有的保存在岩层顶面上，如,波痕、剥离线理、干裂纹、雨痕,等；有的在岩石的底面上，特别是下伏层为泥岩的砂岩底面上成铸模保存下来，如,沟模、槽模,等，总称为,层面构造,。,层面构造可以有,流动成因,及,曝露成因,。,层面构造当岩层沿着层面分开时，在层面上可出现各种构造和铸模，,波痕,:,波痕是非粘性的砂质沉积物层面上特有的波状起伏的层面构造。在砾岩和泥岩中见不到波痕。,波痕,是保留在层面上的床沙形体痕迹，在层内的痕迹就是,层理,。,波脊,可以呈,直线状、弯曲状、舌状,(,脊向背水方向弯曲,),、,新月形状,(,脊向迎水方向弯曲,),；波脊之间可以平行、分叉或分叉合并、菱形。,波痕,波痕: 波痕是非粘性的砂质沉积物层面上特有的波状起伏的层面构,沉积岩石学&5沉积岩的构造和颜色课件,波脊形态分类,波脊形态分类,波痕分类,按形成波痕的介质条件不同，可分为,流水波痕、浪成波痕、风成波痕,。按照不对称指数可分为,对称波痕,和,不对称波痕,。,流水波痕,波痕分类按形成波痕的介质条件不同，可分为流水波痕、浪成波痕、,浪成波痕,风成波痕,浪成波痕风成波痕,流水波痕,流水波痕,(current ripples),由单向水流作用于非粘质沉积物表面形成。常见的是小型流水波痕，波长小于,0.6,米，波高,0.3,6,厘米，波痕指数大于,5,，多数在,8,15,之间。,流水波痕脊线的形态随水流速度、水深变化而改变。水深减少和流速加快，其脊线由平直变成波状和舌状。菱形波痕,(,干涉波痕,),为两组不同方向的波脊相交似菱形，是在高流态并有回流作用，或极浅水区有流水相互干扰的条件下形成的。,流水波痕 流水波痕(current ripples)由,浪成波痕,浪成波痕,(wave ripples),是波浪作用在沉积物表面而形成的波状痕迹。,浪成波痕可以分对称波痕和不对称波痕,。前者的特点是波脊两侧对称波痕的波长和波高，波峰尖，波谷圆滑，大多数波脊平直，部分出现分叉。不对称的浪成波痕，外形与流水波痕相似，它与流水波痕的区别在于内部构造不同,(,发育浪成交错层理,),。,浪成波痕又称,振荡波痕,，其剖面形态是由尖棱状的波峰与圆弧形的波谷组成的对称波形曲线，可以较为可靠地确定岩层顶底；,浪成波痕 浪成波痕(wave ripples)是波浪作,风成波痕,风成波痕,(wind ripples),是风作用于沉积物表面而形成的波状起伏痕迹。风成波痕常具平直的、平行的波脊、形状不对称，约,2.5,25,厘米；波高约,0.5,1,厘米，波痕指数,30,70,或更大，波脊颗粒较粗，而波谷颗粒较细，这与流水波痕恰好相反。,风成波痕 风成波痕(wind ripples)是风作用,原生流水线理,(parting lineation):,这种构造常出现在具有平行层理的薄层砂岩中，沿层理剥开，出现大致平行的非常微弱的线状沟和脊，常代表水流方向。因为它在剥开面上比较清楚，所以,又称,剥离线理构造,。它是由砂粒在平坦床沙上作连续的滚动留下的痕迹，所以与平行层理经常共生。,原生流水线理,(,剥离线理,),原生流水线理(parting lineation):,底层面构造,底模,底层面上的印模构造可简称,底模,，常出现在泥质岩的上覆砂岩的底层面上。它是砂质物填充于泥质物层面上的凹槽或凹坑内，而在砂岩底层面上铸成凸起的印模，所以又称,象形印模,。,底模可有,水流,侵蚀模,及水流携带刻蚀工具形成的,刻蚀模,，另外还有形变及生物造成的底模,。,底模构造在,浊积岩,中最多。,底层面构造底模底层面上的印模构造可简称底模，常出现在泥质岩,槽模,槽模,侵蚀模,槽模,(flute casts),由于水流的涡流对泥质物的表面侵蚀成许多凹坑，在上覆砂岩的底面上铸成印模，称为侵蚀模，常见的是,槽模,。,刻蚀模,水流流动的过程中挟带着刻蚀工具如砂粒、介壳等物体，在泥质沉积物表面滚动或间歇性撞击所留下的凹槽和坑，被砂质沉积物充填，在砂质底面上保存的印模，称为刻蚀模。最常见的刻蚀模有,沟模、跳模、刷模、锥模,等。,侵蚀模 槽模(flute casts),同生形变构造,沉积物沉积后，在固结成岩之前，还处于富含孔隙水的状况下所发生的形变，均称,同生形变构造,。,形变的程度可以从较微的扭曲层到复杂的“褶曲”层、破碎层及变位层。,同生形变构造一般是,局部的,，基本上局限于未形变层内的一个层，常出现在粗粉砂、细砂沉积层中。,同生形变构造包括,重荷模、包卷构造、滑塌构造、砂火山、砂球及砂枕构造、碟状构造、砂岩岩脉及岩床,等。,同生形变构造沉积物沉积后，在固结成岩之前，还处于富含孔隙水,引起沉积物形变的机理,密度大的沉积物,(,如砂层,),覆盖在密度小的沉积物,(,如被水饱和的泥和粉砂层,),之上，形成密度差，在不均匀压力的作用下，引起物质,垂向移动,。,引起沉积物形变的机理密度大的沉积物(如砂层)覆盖在密度小的沉,沉积物的液化,(liquefaction),和流化,(fluidization),作用,。如快速堆积的细砂、粉砂沉积物，在负荷压力、地震波及其它震动因素影响下，作用下原颗粒支撑的沉积物的有效压力被传递到孔隙流体中去，产生极高的超孔隙压力，使颗粒之间的摩擦力减小，而被液化，使沉积物在很小的切应力下产生流动；如果沉积物中的孔隙水迅速向上泄去，颗粒受到孔隙向上运动的拖曳力等于或大于颗粒下降的重力，这时沉积物处于暂时平衡状态或向上运动，而产生了流化。液化发生在整个砂层内，均匀通过砂层，流体来源于砂体内；而流化的流体来自层内或下伏层，流动的运动是局部的。自然界中流化和液化作用常是相互伴生。,沉积物的液化(liquefaction)和流化(fluidi,沉积在斜坡上的沉积物因,重力作用,而产生移动及滑塌。,由于,流体流动,施加给沉积物表面上的切应力，而产生表层沉积物的形变。,在很多情况下，同生形变构造通常是由上述机理中的,两种或两种以上作用,产生的。,常见的同生形变构造有：,沉积在斜坡上的沉积物因重力作用而产生移动及滑塌。,重荷模,重荷模,又称,负荷构造,，是指覆盖在泥岩上的砂岩底面上的圆丘状或不规则的瘤状突起。,突起的高度从几毫米到几厘米，甚至达几十厘米。它是由于下伏饱和水的塑性软泥承受上覆砂质层的不均匀负荷压力而使上覆的砂质物陷入到下伏的泥质层中，同时泥质层以舌形或火焰形向上穿插到上覆的砂层中，这种泥质物称为,火焰状构造,。,重荷模重荷模又称负荷构造，是指覆盖在泥岩上的砂岩底面上的圆丘,重荷模与槽模的区别在于形状,不规则，缺乏对称性和方向性，,它不是铸造的，而是砂质向下移动和软泥补偿性的向上移动使两种沉积物垂向上再调整所产生的。,火焰状构造,重荷模与槽模的区别在于形状不规则，缺乏对称性和方向性，它不是,砂球和砂枕构造,(ball-and pillow structure),这种构造主要出现在砂、泥互层并靠近砂岩底部的泥岩中，是被泥质包围了的紧密堆积的砂质椭球体或枕状体，大小从十几厘米到几米，孤立或成群作雁行排列。,一般不具内部构造，如果原来的砂层内具有纹层，则在椭球体或枕状体内的纹层形变成为复杂小褶皱，很象“复向斜”，并凹向岩层顶面，所以，可利用砂球来确定地层的顶底。,砂球和砂枕构造(ball-and pillow struct,砂球构造,砂枕构造,砂球构造 砂枕构造,包卷构造,包卷构造,(convolution structure),或称,包卷层理,(convolute bedding),、旋卷层理、扭曲层理,contorted bedding),，它是在一个层内的层理柔皱现象，表现为边疆有开阔“向斜”和紧密“背斜”所组成。它与滑塌构造不同，虽然细层扭曲很复杂，但层是连续的，没有错断和角砾化现象。而且，一般只限于一个层内的层理形变，而不涉及上下层；一般细层向岩层的底部逐渐正常，向顶部扭曲细层被上覆层截切，表明层内扭曲是发生在上覆层沉积之前。,包卷构造包卷构造(convolution structure,包卷构造有,多种成因,，主要是由沉积层内的沉积物液化流产生了细层的扭曲；也可以由沉积物内孔隙水泄水作用形成。一些学者曾用实验方法做成了包卷构造，他们认为上覆砂质沉积物所引起的超负荷垂向力是产生包卷构造的主要原因。,包卷构造,包卷构造有多种成因，主要是由沉积层内的沉积物液化流产生了细层,滑塌构造,滑塌构造,(slump structure),又称,滑陷构造,:,是指已沉积的层在重力作用下发生运动和位移所产生的各种同生形变构造的总称。沉积物可以顺斜坡呈非常缓慢的运动,蠕动，也可以产生较大的水平位移的运动,滑动，从而引起沉积物的形变、揉皱、断裂、角砾岩化以及岩性的混杂等。,滑塌构造往往局限于一定的层位中，与上、下层位的岩层呈突变接触。其分布范围可以是局部的，也可延伸数百米，甚至几公里以上。,滑塌构造是识别水下滑动的良好标志,，一般伴随着快速的沉积而产生。多半出现在三角洲的前缘、礁前、大陆斜坡及海底峡谷前缘。,滑塌构造滑塌构造(slump structure)又称滑陷构,引起滑塌构造的,原因,较多，沉积斜坡、同沉积断裂、沉积物快速的堆积以及地震波的冲击等，均可引起沉积层顺坡向下滑动。常见于大陆斜坡、同沉积断陷的沉积层及震积岩中。,滑塌构造示意图,引起滑塌构造的原因较多，沉积斜坡、同沉积断裂、沉积物快速的堆,滑塌构造,滑塌构造,碟状和柱状构造,碟状构造,(dish structure),属于,泄水构造,(water escape structure),，是迅速堆积的松散砂质或粉砂质沉积物，由于孔隙水的泄出过程中，破坏了原始沉积物的颗粒支撑关系，而引起颗粒移位和重新排列，形成向上凹的似碟状模糊纹层构造，碟状体直径,1,50,厘米，互相重叠，碟状体之间被泄水通道,沙柱,(,即,柱状构造,),分开。常见于浊流沉积、颗粒流沉积、三角洲前缘沉积物中。,碟状和柱状构造碟状构造(dish structure)属于泄,碟状构造,柱状构造,碟状构造 柱状构造,泄水构造,泄水构造,砂岩岩脉和岩床构造,由于砂的液化作用形成流沙，当流沙贯入裂隙中，可形成,砂岩岩脉或岩墙,(,宽,12cm,至几米,),。如果沿层面贯入，则形成,砂岩岩床,。,砂岩岩脉和岩床构造由于砂的液化作用形成流沙，当流沙贯入裂隙中,帐篷构造,帐篷构造,(tepee structure),主要出现在潮坪白云岩中，当白云岩与石膏、硬石膏成交互纹层时，石膏的脱水或硬石膏的水化，引起岩石体积的收缩或膨胀，在平面上呈多边形的盘形，在剖面上形成低幅度的倒“,V”,字型构造。,帐篷构造帐篷构造(tepee structure)主要出现在,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。,典型实例,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。,成因机制,:,是变浅和暴露的标志，半固结的碳酸盐岩因暴露、蒸发、干缩，使原始沉积层发生弯曲、破裂、向上突起膨胀变形而形成,(,像印弟安人帐篷,),。,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,帐篷构造,帐篷构造,曝露成因的构造,有些层面构造并非流动成因的，而是沉积物露出水面,(,或在水面附近,),，处在大气中，表面渐干涸收缩，或者受到撞击而形成的，如,干裂、雨痕、泡沫痕,等。,这些构造具有指示沉积环境及古气候的意义。,曝露成因的构造有些层面构造并非流动成因的，而是沉积物露出水,泥裂构造,泥裂构造,雨痕构造,雨痕构造,化学成因的构造,有些构造如,结核、缝合线、叠锥,等是化学溶解、沉淀作用有关,。,化学成因的构造 有些构造如结核、缝合线、叠锥等是化学溶解、沉,结 核,结核,是岩石中自生矿物集合体。这种集合体在成分、结构、颜色等方面与围岩有显著不同，常成球状、椭球状及不规则的团块，从几毫米到几十厘米，分布较广。,主要出现在泥质岩、粉砂岩、碳酸盐岩及煤系地层中。结核可以孤立或呈串珠状出现。,结核按,形成阶段,可分为,同生结核,、,成岩结核,及,后生结核,。同生和成岩结核也称作,原生结核,。,结 核结核是岩石中自生矿物集合体。这种集合体在成分、结构、,结核按成分可分为,钙质结核,、,硅质结核,、,铁质结核,、,磷质结核,和,锰质结核,。,结核的内部组构也很不相同，可以有均一的或同心状、放射状、房格状、花卷状等。,锰结核,结核按成分可分为钙质结核、硅质结核、铁质结核、磷质结核和锰质,铁质结核,铁质结核,硅质结核,钙质结核,硅质结核 钙质结核,缝合线,缝合线,最常见于,碳酸岩,中，也出现在石英砂岩、硅质岩及蒸发岩中。,在垂直层面的切面中呈,锯齿状微裂隙,，颇似头盖骨接缝。缝合线的起伏幅度不一，从一毫米至几厘米，甚至几十厘米。,缝合线可以平行、斜交或垂直层面，也可以有几组缝合线相交成网状。,缝合线缝合线最常见于碳酸岩中，也出现在石英砂岩、硅质岩及蒸发,缝合线构造,缝合线构造,缝合线,成因,假说很多，但多数人接受,压溶说,，即在上覆岩层的静压力和构造应力的作用下，岩石发生不均匀的溶解而成。,与层面平行的缝合线的形成压力主要与上覆层的负荷压力有关；与层面斜交或垂直的缝合线的形成压力则主要与构造应力有关。,大多数缝合线形成于,后生阶段,，也可以形成于,成岩阶段,。,缝合线成因假说很多，但多数人接受压溶说，即在上覆岩层的静压力,生物成因构造,与生物作用有关的沉积构造可以分为,生物生长构造,(,如叠层构造,),以及,生物遗迹构造,。,生物成因构造与生物作用有关的沉积构造可以分为生物生长构造(,叠层构造,具有叠层构造的岩石称,叠层石,，在古生物学中称叠层藻。它是由蓝绿藻,(,隐藻,),细胞分泌粘液质陷捕和粘结沉积质点而成的。,两种基本层组成：,(1),富藻纹层，又称暗层，藻类组份含量多；,(2),富屑纹层，又称亮层，藻类组份含量少。,两种基本层叠置出现，即形成,叠层构造,。,叠层构造具有叠层构造的岩石称叠层石，在古生物学中称叠层藻。它,叠层藻的形态变化多样，明显地受环境因素的控制，如沉积物的供给、水深、水流的速度以及曝露程度等。基本形态有,层状、波状、柱状及锥状,。,层状、波状,叠层石形成于水动条件弱而水浅的环境，多位于潮间带；,柱状、锥状,叠层石形成于水动力条件较强的环境，多位于潮间带下部或潮下带。,叠层构造形态与水深关系,叠层藻的形态变化多样，明显地受环境因素的控制，如沉积物的供给,叠层构造,叠层构造,生物遗迹构造,生物遗迹构造即生物遗迹化石,:,是指保存在沉积物层面上及层内有生物活动的痕迹，如保存在沉积物层面上的,爬迹及停息迹,，保存在层内的,居住迹、钻孔迹,等。,逃逸构造,虫迹构造,生物遗迹构造生物遗迹构造即生物遗迹化石: 是指保存在沉积物层,足迹构造,足迹构造,潜穴构造,钻孔构造,潜穴构造 钻孔构造,生物扰动构造,生物扰动构造,复合成因的构造,孔洞充填构造,:,在泥晶灰岩、球粒灰岩及砂屑灰岩中出现同生到成岩期形成的各种扁平的或不规则的孔洞，为机械沉积的泥屑、粉屑碳酸盐及化学沉淀的亮晶方解石所充填，总称为孔洞充填构造。包括,示底构造,、,鸟眼与窗孔构造,以及,层状孔洞构造,等。,复合成因的构造 孔洞充填构造: 在泥晶灰岩、球粒灰岩及砂屑,示底构造,：在碳酸盐岩的原生孔洞中,(,包括鸟眼、窗孔、生物体腔孔,),有两种不同的充填物，在孔洞的底部或下部，为泥屑、粉屑等内碎屑充填，色较暗；孔洞的顶部或上部为亮晶方解石充填，色较浅，两者之间的界面平直，能表示岩层的顶和底。这两种充填物代表两个不同时期、不同成因,(,即沉积物内部的机械沉积与化学沉积,),的充填作用，两者之间的界面与当时的水平面平行。所以，示底构造也能区别沉积时和沉积后的倾斜度。,示底构造：在碳酸盐岩的原生孔洞中(包括鸟眼、窗孔、生物体腔孔,示底构造,示底构造,示底构造,:,标本采自四川威远上震旦统灯影组，出自葡萄状白云岩中显微镜下拍摄，放大,10,倍。,示底构造: 标本采自四川威远上震旦统灯影组，出自葡萄状白云岩,鸟眼与窗孔构造,：在泥晶石灰岩、微晶白云岩、球粒灰岩、粉屑和砂屑灰岩中的原生小空洞，被亮晶方解石或硬石膏充填，形似鸟眼的称鸟眼构造。,一般是成群密集出现，故又叫,网格状构造或窗格状,(,窗孔,),构造,。因常见于暗灰色泥晶灰岩中，又叫,雪花构造,。,鸟眼与窗孔构造：在泥晶石灰岩、微晶白云岩、球粒灰岩、粉屑和砂,原生小孔洞,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孔洞。,原生小孔洞成因主要有三种解释：,鸟眼构造,鸟眼构造,硬底构造,(hardground structure):,在正常沉积中断的间断面上，由于生物作用和同生胶结作用形成的坚硬层即为,硬底构造,。,硬底层厚度仅几厘米至几十厘米。硬底构造可在大陆条件或海洋条件下形成，但常见的是海洋硬底构造。,古海洋硬底构造的主要标志为,: ,硬底层表面因受深水的溶蚀和生物作用，形成起伏圆滑或不规则的凹凸面；在硬底面上常存在结壳的底栖生物；,硬底构造(hardground structure): 在正,硬底面上有海绿石、胶磷矿、铁锰质壳存在，或者这些矿物质壳同结壳生物交替出现；岩石的组构和潜穴未受到压固作用的破坏；硬底层常呈淡褐色；硬壳层常具有海水潜流带胶结特征，如高镁方解石的等厚环边及泥晶化等。,硬底构造是判断深水沉积间断的标志,，反映水下有海退或海底潜山存在。,硬底面上有海绿石、胶磷矿、铁锰质壳存在，或者这些矿物质壳同,沉积岩的颜色,分类,影响因素,意义,沉积岩的颜色 分类,分类,根据成因，颜色可分为三类，,即继承色、自生色和次生色,。,继承色和自生色都是,原生色,。继承色取决于碎屑物质的颜色，常为碎屑岩所特有。,自生色为大部分粘土岩、化学岩及部分碎屑岩所具有。,次生色是表生作用阶段和风化过程中，原生色经次生变化而成的。,原生色,分布的特点是与层的界线一致，在同一层内沿走向分布均匀稳定；而次生色则呈斑点状，或沿裂隙和破碎带分布。,分类根据成因，颜色可分为三类，即继承色、自生色和次生色。,影响因素及意义,成分,沉积环境,对沉积岩颜色的研究，不仅有助于划分和对比地层，了解石气候及沉积介质的氧化还原状态，还有助于找寻有用矿产。,影响因素及意义成分,作 业,名词解释,:,层理构造、韵律层理、粒序层理、水平层理、平行层理、交错层理。,名词解释,:,层面构造、波痕、流痕、底模、侵蚀模、刻蚀模。,名词解释,:,同生形变构造、重荷模、包卷构造、滑塌构造、泄水构造、帐篷构造。,名词解释,:,结核、缝合线、叠层构造、示底构造、硬底构造。,名词解释,:,继承色、自生色、次生色,作 业名词解释: 层理构造、韵律层理、粒序层理、水平层,