《沉积岩石学》word版.doc

第 一 章 绪 论第一节：概 念 和 术 语1, 沉积岩（Sedimentary rock) 沉积岩是三大类岩石（岩浆岩、沉积岩和变质岩）之一，在地球表面出露面积最广（75%）.沉积岩是在表生条件下，由各种沉积作用形成的沉积物，在逐渐被埋藏过程中又经成岩改造而成的成层岩石。 可从四个层面来理解沉积岩的定义： 1）沉积岩的基本特征（成层性、含化石、具沉积构造） 2）形成在表生条件下； 3）沉积作用形成沉积物：水成、风成、冰成； 4）从沉积物转化为沉积岩需要一个成岩过程.2, 沉积岩石学 (Sedimentary petrology) 是研究沉积岩（包括沉积矿产）的特征、成因、及其在时间和空间上分布规律的一门地质学科，它是“岩石学”的一支独立分科。3, 沉积学(Sedimentology) 最初是研究沉积物的学一门科。 后来扩展为既包含研究现代沉积物，又包含研究沉积岩的特征、成因及相关地质规律的学科。 这一术语是沃德尔（Wadell，1932年）提出的.第二节：沉积岩石学的研究内容和意义研 究 内 容1）沉积岩的形成条件和形成过程。2）沉积岩特征：宏观的颜色、成份、结构、沉积构造及生物特征；微观的、成份、结构、显微构造特征；地球化学特征 。3）沉积岩成因：沉积体系、沉积环境、沉积盆地分析。4）沉积岩与成矿和成藏过程的关系。研 究 意 义1）是地球科学理论研究的基础之一 ; 沉积岩地层中记录了45亿年来地球表层的变迁和重大地质事件；既属于地球物质学科的分支，又有涉及到地球表层学科领域;沉积岩石学是地质学的基础课之一。2）能源矿产与其它沉积矿产研究的基础。 ）沉积岩理论和方法是生态环境研究的基础。现代湖泊、深海沉积系列纪录了气候和生态环境的变化，第 二 章 沉积岩的形成条件和形成过程第一节：沉积岩的形成条件沉积岩形成的三个基本条件: 1）常温和常压， 沉积岩形成时的温度和压力相对于岩浆岩的形成而言属低温低压或常温常压。 沉积岩在地下沉积过程中，可以承受到较高的温度，但一般不超过150200，否则将逐渐变成变质岩类。一般说来，绝大部分沉积物沉积时的压力为一个大气压，而山区则不到一个大气压，如果以水深每深10米增加一个大气压计算，200米深的浅海底为20个大气压；深10000米海底可到1000个大气压（但都是在低温下）。在地下，一般不超过1500大气压，否则沉积岩也将受到变质。2）水和大气的作用， 绝大部分沉积岩都是在水体中沉积的，所以曾有人称之为“水成岩”。今天来看，这个术语不能作为沉积岩的同义语，因为，在于沉积岩沉积过程中，还有由冰川作用形成的“冰碛岩”，以及风（大气流）的作用形成的“风成岩”等。 3）生物及生物作用的参与。在沉积岩形成过程中，生物及生物作用的参很常见于主要体现在三个方面：A）由生物遗体直接堆积成岩石，如生物礁灰岩、岩生屑灰岩和煤等；B）是通过生物的生命活动制造沉积岩的原始产物（如：粪粒、生物打洞产生的团粒等及生物粘液）；C）生物活动（细菌）改变沉积和成岩介质的水化学条件。从而促使某些化学物质的沉淀和自生矿物的形成。第二节：沉积岩的原始物质及来源p140沉积岩原始物质是多来源的，主要有种 ：1, 母岩的风化产物2, 火山物质3, 有机物质及生物壳体4, 宇宙物质等, 母岩的风化产物（碎屑物质、化学物质和不溶残积物），母岩: 可以是任何早先形成的岩石 (岩浆岩、变质岩和沉积岩)。母源区：位于侵蚀基准面之上，被风化和剥蚀并提供沉积物质的地区。又称物源区或剥蚀区。在母岩区，母岩通过物理或化学风化作用进行机械破碎和化学分解、形成各种风化产物。母岩风化提供的原始沉积物质有三种：(p162)1) 碎屑物质:由物理风化作用而形成, 为母岩机械崩解形成的岩石或单个晶体的碎块，又称陆源碎屑（Terrigenous detrital），按大小顺序可进一步划分为砾、砂、粉砂和泥。2) 化学物质:是由母岩释放出来的各种离解离子和胶体离子、是化学或生物化学的作用结果,也是产生自生矿物的主要物质来源. 3）不溶残积物：在自然条件下，一般母岩矿物的化学风化都是十分缓慢和不彻底的作用过程，大多总会留下一些过渡性或性质相对稳定的中间产物，其中最常见的是粘土矿物和铁、锰、铝等的氧化物或其水化物，它们大多数是一些细小的固态质点，被统称为不溶残余物质（或称化学残余、风化矿物等）.2, 火山物质，1), 火山集块和火山角砾（mm） ，直接降落到沉积盆地或降落后通过短距离的搬运再沉积到沉积盆地中。 2), 细的火山碎屑（mm ），火山凝灰物质，包括火山玻屑和晶屑。 3), 火山灰， 火山喷发后可能在空中漂浮很远。3, 有机物质及生物壳体， 中生物所提供的原始物质的数量仅次于母岩风化产物，特别是在碳酸盐岩、硅质岩和可燃有机岩中最为丰富。它包括：）生物礁体）化石岩（放射虫硅质岩、海面骨针岩、硅藻岩、微生物岩、煤、叠层石等）生物碎屑和生物成因的颗粒.4, 宇宙物质等在沉积岩中所占比例虽少，但十分有意义，它是地质时期星际事件的记载，常见有：陨石球粒体、宇宙尘。第三节：沉积物的搬运和沉积过程源区产生的原始物质通过水、空气、冰等介质的搬运，可能会有两种结果：a, 在一定的沉积环境中沉积下来被埋藏的越来越深，最后变为成层的岩石；b, 在沉积不久后，被更强烈自然营力或由自身的重力作用再搬运到它处沉积下来。因此，在许多环境中，沉积物的搬运和沉积过程难以截然划分。最典型的实例是河流环境和滨海环境，河流中的水流和海边的破浪与潮汐能量变化万千，沉积物再搬运的过程经常发生。 这就是本课程把搬运和沉积过程放在一起讲的原因。根据搬运、沉积的介质和动力过程的不同，可分为种搬运和沉积过程（作用）：1， 牵引流的搬运和沉积过程.2， 重力流的搬运和沉积过程.3， 风的搬运和沉积过程.4， 冰（冰川和浮冰）的搬运和沉积过程.5， 化学搬运和沉积过程.6， 生物沉积过程.1 ,牵引流的搬运和沉积过程（p165） 牵引流： 牵引流： 是指低粘度、低密度的牛顿流体。即：其搬运和沉积作用服从牛顿内摩擦定律。 如一般的河流、海洋沿岸流、潮汐流等。其中所含悬浮状固态颗粒不多，因而其物理沉积作用在很大程度上取决于它对底载荷的牵引。(1), 牵引流（Tractive current）搬运 以搬运介质（水和气流）的流动能量驱动沉积物运动的方式，称作牵引流搬运。 牵引流的能量大于沉积物被启动的能量，沉积物被搬运；当能量不能维持沉积物继续运动，则沉积下来。所以在牵引流载体中既有搬运过程又有沉积过程。(2), 牵 引 流 搬 运 的 对 象：主要是不同大小的碎屑物质，包括巨砾、砾石、粗中细和极细砂粒、粉砂以及粘土物质。(3),影响牵引流搬运的因素影响牵引流搬运能力的因素分 3 个方面：1）流体自身的密度、粘度、流速、水深等，其中流体的密度和流速是主导，因为牛顿流体质量（密度）乘以流速的平方决定了流体的动能大小。2）被搬运颗粒的大小、比重（密度）、形态以及颗粒迎流面与流向的夹角等，颗粒的比重乘体积再乘摩擦系数为静止颗粒被启动所需要的牵引力。3）流体搬运空间的底床形态和摩擦系数，如：平滑的底床、凹凸不平的底床和松软的底床摩擦系数各不相同。(4）牵引流的流动方式和佛劳德数公式 a,层流：流线平行、水流平稳的水流称层流。 它的总牵引力主要表现为平行流向的力；由于底部层流受底床摩擦力的影响，流速相对较小，上部层流速度相对较大. b,紊流：水流湍急、流线紊乱、充满了漩涡的急湍流动的流体， 紊流流体质点的运动轨迹极不规则，其流速大小和流动方向随时间而变化，彼此互相掺混。c, 牵引流的流态（Flow regime） 牵引流在流动过程的内在能量和流体力学状态可称为流态。 它与牵引流总牵引力（水动力）密切相关。其大小可常用一个状态函数来衡量.佛罗德数是表示惯性力与重力之间关系的一个数值。 V：为水流流速，g：为重力加速度 D：为水深。 Fr被称为佛罗德数， Fr愈大，水动力也愈大。d, 牵引流的流态分类按Fr的大小可将水流分为三种流动状态： Fr1时，为低流态(缓流)，大致相当于河流下游的状态； Fr1时, 为高流态(急流)，大致相当于河流上游的状态； Fr = 1时，为临界流态。 (5), 牵引流的搬运方式 三种搬运方式，）悬浮搬运：较小、较轻或片状颗粒：细碎屑物（粉砂）和粘土物质被启动浮在水中很难下沉的状态称悬浮液，震中搬运方式为悬浮搬运。如：黄河水悬浮搬运量最大。）跳动（跃）搬运: 较大、较重或粒状颗粒：在牵引流底部的碎屑颗粒，时浮时落的运动方式，为跳跃搬运。）滚（挪）动搬运: 更大、更重的颗粒：在牵引流流动过程中，底部碎屑颗粒的迎流面承受水流的推动力，当这种推动力大到足以克服有颗粒重量与底摩擦系数决定的摩擦力时，颗粒就会沿底部以滚动或挪动的方式被搬运，通常称为滚动搬运。（6) , 牵引流的分选作用 （p167） 分选性：碎屑颗粒大小均匀程度。 产生分选性的原理：不同的流速的水流搬运不同大小范围的碎屑颗粒，当其流速减小或水深加大到一定程度时，就或有一定大小范围的碎屑颗粒沉积下来，这就是牵引流沉积的分选作用。在离母岩区不远的山前地带，分选作用最弱，河流下游的分选要强于上游，海湖浅水环境的分选要强于河流，也强于较深水的泻湖，而潮汐海滩的分选几乎总是最强的。影响碎屑磨圆度和细粒化程度的因素a, 搬运距离及搬运的强度：搬运距离越长磨损越厉害，但更重要的是水流能量和搬运的强度，如：海滩环境下波浪往返冲洗颗粒被磨损十分厉害，所以海滩砂圆度和分选性最好。搬运方式为滚（挪）动或跳跃搬运，磨蚀相对较强，悬浮搬运模式相对较弱；b, 颗粒自身形态和物理性质： 抗磨强度由高到低的排列顺序大体是石英、电气石、十字石、尖晶石、石榴石、长石、绿帘石、锆石、角闪石、磁铁矿、磷灰石、方解石。（7）牵引流的沉积构筑方式和加积类型几乎在任何牵引流为主的沉积环境中，都会产生沉积作用，但在不同水动力环境中沉积物沉积构筑的方式不同，因而产生了不同的沉积构造类型。a, 高流态：Fr1（急流，如河流上游，）状态情况下，边界层粒度较粗，大多会沿底面快速滚（挪）动，纹层将呈平行流向的平面状叠置形成平行层理。b, 低流态：Fr 1（缓流，如河流下游，）情况下，沉积底面会逐渐出现不对称的丘垅，其迎水面较缓，背水面较陡。迎水面颗粒被水流搬运到丘顶后会沿背水面滚落而沉积一个纹层。随着时间的推移，丘垅就慢慢向前移动就成了交错层理中的一个层系。c, 水浅流速很小，沉积底面也是平坦的，纹层也呈平面状叠置，但这时底载荷粒度也相应变得很细，形成水平层理的粉砂岩粉砂质泥岩。 d, 当环境水体长期安静少动的状态才可能由泥级悬浮载的极缓慢沉降构筑出没有纹层的块状沉积物。2， 重力流的搬运和沉积过程.(1), 重力流定义 又称密度流，是一种沉积物和水混合而形成的高密度、高黏度的、涌浪式流动的非牛顿流体。它与牵引流的区别在于沉积物自生与水混合在一块整体流动，在重力流的搬运和沉积过程中，沉积物运动是主动的；而在牵引流搬运和沉积过程中，沉积物是被动地运动。随着油气勘探和开发的进展以及沉积相研究的深入，现已发现许多油气田的储层是各种重力流的砂岩。 重力流形成的基本条件a. 足够的坡度 ： 一般认为，最小坡度角为37。 b. 充沛的物源： 是形成沉积物重力流的必要条件。c. 一定的触发机制： 重力流沉积物的形成属于事件性沉积作用。起因于一定的触发机制，如洪水 、地震、海啸、火山喷发 等。大多数斜坡带沉积物必须达一定厚度和重量经滑动、滑塌等触发机制才能形成大规模沉积物重力流。d, 足够的水深 。重力流与牵引流的区别：重力流高密度、高黏度、涌浪式流动的非牛顿流体. 沉积物与水混合在一块整体流动， 在搬运和沉积过程中，沉积物运动是主动的.牵引流 低粘度、低密度的牛顿流体, 以搬运介质（水和气流）的流动能量驱动沉积物运动. 在搬运和沉积过程中，沉积物运动是被动的. (2), 重力流分类 重力流可在水上发生，也可进入水底形成水下重力流。Middeleton and Hampoto, 1973) 根据重力流的支撑类型和流动状态将水下重力流分为四种类型：（本教材仅讲述了浊流）碎屑流（Debris flow)（泥石流） 颗粒流(Grain flow)液化流(liquefied flow)浊流(Turbidity current) p170a. 碎屑流（泥石流）（Debris flow）定义： 大小不等的碎屑物与粘土物质和水混合而形成的高黏度、高密度重力流。支撑机制：流体靠其中的基质支撑，泥石流产生的条件是具备一个大于度的斜坡。沉积产物：水上泥石流沉积形成冲积扇的主体沉积物（扇砾岩、砾质泥岩），进入牵湖或浅海形成扇三角洲，在深海大陆斜坡下形成深海扇.沉积物特点：泥质砾岩、含砾泥岩，分选型，磨圆差、泥、石混杂沉积。b, 颗粒流定义：靠自身重力重力沿斜坡运动的流砂。支撑机制：颗粒之间碰撞产生排斥力，自然界较少见。沉积产物：块状或递变层理砂岩c, 液化流(liquefied flow) 定义：富含水的砂质或砂泥质沉积物，在上覆压力或突发外力（地震、海啸等）激发下，内部流体运动产生超空隙压力，导致沉积物液化变成重力流，然后沿斜坡流动形成液化流。支撑机制：内部水沸腾产生的空隙压力。沉积产物：形成薄中层砂岩，具泄水沟造（泥质充填的泄水管和合叠状构造）。d, 浊流(Turbidity current) p170定义：浊流是在水下斜坡上产生的，含大量自悬浮颗粒（泥砂）和水分、以紊乱状态流动的重力流。支撑机制：流体内部的紊流上举力沉积产物：形成具鲍马序列的浊积砂岩，夹在深海或深湖泥岩中。鲍马序列反映了由重力流向牵引流转化的过程。3，风和冰川的搬运和沉积作用p172风的沉积作用原理与水流相同，也是通过牵引力的变化来实现搬运和沉积的，颗粒的搬运方式也是滚（挪）动、跳跃和悬浮。但与水相比，空气的密度和粘度要小得多，当流速相同时，空气的搬运力远比水小，能够搬运的颗粒也更细。(1), 风成沉积的特点风成沉积与水的沉积的主要区别如下：a, 搬运颗粒通常较细以粉细沙为主，风力搬运的颗粒一般不会超过粗砂级，在特殊条件下可达3mm左右的细砾级，更粗颗粒在细颗粒撞击下也有可能向前挪动少许距离。因此，粗的风沉积物常是干旱型冲积扇或辫状河带来的沉积物被风再搬运的结果。在季风的影响下沙丘移动也很快。分所携带的黄土可以搬运很远很快，如：沙尘暴。b, 风成沉积物分选性好一定的风力，以跳跃和滚动只能搬运一定粒度范围的颗粒，而细的泥级质点常会随风飘散，所以沙漠沉积的砂粒大小比较均匀。c, 颗粒表面具风蚀特征 颗粒搬运时相互碰撞磨蚀比较强烈，颗粒外形常比较圆滑，粗大滞留砾石也会因此而发育风成棱石。当然撞击也容易在颗粒表面造成浅的麻点状撞击痕和霜面。风暴浪沉积发生在正常浪基面与风暴浪基面之间. 风暴浪可以触发形成重力流, 垂向层序由上至下为：正常浅海沉积浪成波纹层高流态平层丘状或凹状交错层理层块状或递变内碎屑层风暴挖掘面4， 冰（冰川和浮冰）的搬运和沉积过程（自学）.5，化学（真溶液和胶体溶液）的搬运和沉积过程(1) 胶体溶液的搬运作用低溶解度的金属氧化物（如：Al2O3,SiO2, Fe2O3, MnO, P2O5)常常以胶体溶液搬运，胶体颗粒介于粘土颗粒与离子之间，靠布朗运动支撑。由于胶体常带电荷，自然界存在的有正胶体和负胶体之分。同一种胶体中，胶体颗粒带相同电荷，相互之间互相排斥，所以难以沉淀。(2) 胶体沉积过程 正负胶体相遇、介质PH值变化导致胶体质溶液中和，胶体颗粒之间的相互排斥力消失了，则它们就会相互凝聚为大的质点，就会在重力的作用下迅速地下沉，成为胶体沉积物。 纯化学沉积硅质岩、铝土岩、锰质岩、铁质岩就是胶体沉积成因的。(3), 真溶液的搬运作用化学风化产生的K+1, Na+1, Ca+2, Mg+2, Fe+2, Sr+3, Ba+2, Cl-1, CO3-2, SO4-2离子呈真溶液搬运，在陆相江、河、湖泊中，这些离子浓度低，所以通常为淡水，它们不易沉淀，大部分被搬运到海洋之中。(4), 真溶液沉淀作用真溶液物质被搬运到海洋或湖泊之后，在蒸发量大于淡水补给量的条件下，离子的容积度达到饱和过饱和状态，开始沉淀形成盐岩沉积，沉淀顺序为：碳酸盐（方解石、菱铁矿、白云石）硫酸盐（天青石、石膏）卤化物（钾盐、食盐）。6 生物沉积过程由生命活动直接或间接造成的物质的迁移和聚集作用称生物沉积作用。从现在掌握的资料看，至少从太古代中晚期开始生物就已遍布世界各地的海水中，可能不晚于泥盆纪生物已蔓延到了陆地。现在在地下1000米以上的深度也仍然有生命存在。地球上的任何生物，包括人在内，都是生物沉积作用的主体，但在地质历史中具有重要造岩意义的生物还是植物、无脊椎动物和细菌。无论是时空分布还是在个体数量上其它生物都不能与其相比。(1), 生物造岩作用生命的实质就是生物能动地利用外部物质和能量在从分子到整个个体的多个层次上进行自我复制。从沉积学角度看，它主要通过三种方式或途径来实现物质的迁移和聚集。u生物化学作用产生生物骨骼、硬壳和有机质v改变环境的物化条件w机械捕集或粘结（详见教科书P185）(2),生物沉积构筑沉积岩的方式生物原地生长造架式构筑（如：生物礁、叠层石、生物丘、原地煤）.生物遗体被搬运后与其它造岩原始物质混合式构筑.作为化石原地保存在沉积岩中.生物作用改造沉积介质条件（催化沉积作用）.第三节：成岩作用(Diagenesis) p198)各种沉积作用形成的沉积物，都是松散的，要变成坚硬岩石，就要经过成岩过程。广义的成岩作用：沉积物从最后沉积下来的那一时刻起一直到变质或风化之前，所发生的一切物理、化学和生物化学作用总称为成岩作用狭义的的成岩作用：沉积物从其被埋藏下来到变质或风化之前，所发生的一切物理、化学和生物化学作用作用.1，成岩作用的类型沉积物的压实和压溶作用 氧化-还原作用 胶结作用 溶蚀和交代作用 重结晶作用（1）沉积物的压实和压溶作用a, 压实作用：指沉积物沉积后在其上覆盖层的重荷下，或在构造形变应力的作用下，发生水分排出，孔隙度降低，体积缩小的作用并逐渐固结。这种单纯机械压缩固化作用称为压实作用。b, 压溶作用：沉积物随埋藏深度的增加，碎屑颗粒接触点上所承受的来自上覆层的压力或来自构造作用的侧向应力超过正常孔隙流体压力时，颗粒接触处的溶解度增高，将发生晶格变形的溶解作用。（2）氧化-还原作用： 随着成岩过程深入，由氧化型成岩环境转化为还原型成岩环境，低价矿物的阳离子升价，形成新矿物，这种作用为氧化还原作用， 如：灰绿色泥岩中的氧化亚铁转化为三氧化二铁，形成紫斑。（3）胶结作用(Cementation)：彼此分立的颗粒被胶结物焊结在一起的作用称为胶结作用，胶结作用是通过粒间水的沉淀、颗粒的溶解再沉淀和粒间作用而实现的。(4) 溶 蚀 和 交 代 作 用A , 溶蚀(Corrosion ）：沉积物、胶结物或其它矿物在成岩过程中，被水局部溶解称为溶蚀，残留下来的部分就具有溶蚀结构。 溶蚀总是从颗粒表面、颗粒、基质内的裂缝等部位开始再逐渐扩展开来。 B, 交代作用(Replacement): 一种矿物置换另一种矿物的同时还保持原矿物的大小和形态化学过程叫交代能够显示这种置换关系的结构称为交代结构。交代结构可分为以下4种类型：a, 漂浮自形晶结构b, 交代假像结构 c, 交代残余结构d, 交代阴影状结构（5） 重结晶作用(Recrystallization)：一般重结晶作用指矿物在不改变基本成分的同时为减小表面能，而自然增大粒度的作用，伴随有体积减小。广义重结晶还包括玻璃质或非晶质向晶质的转化、晶格的调整等，如；火山碎屑中的酸性玻璃转变成隐晶的长英质矿物、蛋白石转变成玉髓或进一步转变成石英，胶磷矿转变成磷灰石等。2， 成岩作用的阶段划分（p196）早期成岩作用（1）同生阶段及同生作用：沉积物沉积下来到被埋藏之前为同生阶段，在此阶段所发生的一切物理、化学或生物作用成同生作用。（2）浅埋成岩作用：指同生作用之后一直到沉积物固结为止为浅埋成岩阶段，发生在此阶段的一切物理、化学和生物作用称成岩作用。伴随上覆沉积物厚度的增大，浅埋成岩作用条件的总体变化趋势是温压升高、层间连通性变差，开放系统变为封闭系统，孔隙水和厌氧细菌的间接生物化学作用增强，Eh值降低。晚期成岩作用 指沉积物固结之后至变质或风化作用开始的为晚期成岩阶段，在此阶段发生的物理、化学作用称晚期成岩作用。 此时，层间封闭系统转化为开放闭系统，外来物质进入，导致已固结沉积岩的成分、结构和构造等的进一步变化。 （3）深埋成岩作用：指已固结的沉积岩在上覆沉积物厚度进一步加大、温压进一步升高直到变质作用之前所经历的所有作用，这时沉积物的埋深相对较大。在深埋成岩作用中，生物作用一般都已停止，沉积物中的孔隙已大大减少，内部的相互连通性也变差，孔隙水大多已成为“囚水”。但是，当较高压力或差异压力条件下剪切作用使固结岩石产生大量裂隙时，会有各种流体顺裂隙通过而导入较多外来物质。岩石的成分和结构等都会顺应物化条件的改变而改变。 （4）表生成岩作用：指坚固沉积岩因盆地抬升而逐渐上升到潜水面附近时，受渗流和潜流大气降水影响所发生的作用。主要作用有溶蚀作用、氧化作用。作用条件接近地表的常温常压，Eh值较高，盐度很低，pH值则在渗流水中较低（中偏弱酸性），在潜流水中较高（中偏弱碱性）。作用强度取决于岩石成分和孔隙状况，通常碳酸盐矿物要比石英和硅酸盐矿物等对淡水更敏感，同时孔隙愈高，表生成岩作用作用愈强。第 三 章 沉 积 岩 的 特 征第一节 沉积岩的物质成分和颜色p1451，颜色直接反映沉积岩的物质组成和形成环境，沉积岩的常见颜色为： 不同级别的灰色系列： 灰白（石英砂岩），浅灰色（粘土岩），灰色（灰岩、泥岩），深灰色（生烃泥岩、含炭灰岩），黑灰色（煤、炭质泥岩、黑色页岩、油页岩）；代表不同水深的含有机质的平静环境。兰绿色系列： 灰绿绿灰色（含二价铁离子泥岩），碧绿色（硅质岩中的碧玉岩）；代表还原环境。 褐红色系列： 红色（深海硅质岩）、褐红色（含三价铁离子泥岩，长石砂岩）；代表氧化环境。褐黄色系列：粘土岩、风化的铁质岩，代表风化环境。2，沉积岩的物质成分(1) 沉积岩的矿物成分：p144硅酸盐类矿物： 长石、白云母、海绿石、高岭石、伊利石、蒙脱石、海泡石及某些重矿物等。氧化物矿物：硅质岩中的蛋白石、玉髓、自生石英、碎屑石英、铝土矿、赤铁矿等。盐类矿物：方解石、白云石、菱镁矿、菱铁矿、石膏、天青石、重晶石、食盐、芒硝、钾盐。(2) 沉积岩中的矿物类型p144 从矿物的“生成”的一角度出发，沉积岩中的矿物可归纳为两大成因类型。 它生矿物（Allogenic minerals）： 沉积岩所含的矿物是从母岩继承来的，即在形成作用开始之前就已经生成或已经存在的矿物。其继承来源为：陆源碎屑矿物、火山碎屑矿物和宇宙物质。自生矿物(Authigenic minerals)：是在沉积岩的沉积和成岩过程中以化学或生物化学方式新生成的矿物。来源和成因：真溶液、胶体溶液化学沉淀，生物化学作用、成岩胶结作用、溶蚀交代作用和有机质降解作用等.第二节 沉积构造及成因p147沉积构造(Sedimentary structure)： 沉积作用(主要）或成岩作用（次要）在岩层内部或表面形成的一种形迹特征 ，这种形迹表现了沉积岩组分的分布、排列方式和方向。1，研究意义沉积构造是划分沉积相、指示沉积作用类型、强度等的重要标志，如：大型交错层理指示低流态牵引流侧向加积过程；青鱼骨刺交错层理指示潮汐潮道牵引流加积过程；水平文理指示静态悬浮物垂向加积。2，重要或常见的沉积构造（p148）3，层面构造：沉积层表面上的沉积构造，包括波痕、各种底痕和底模、雨痕、冰雹痕。由于他们的成因不同，所以在沉积构造的成因分类表中没有列为同一类，但这些沉积构造都发育在层面上。（1）波痕（Ripple mark）： 指由牵引流的机械作用在沉积物表面上形成的一种规则起伏的底床形态，称为波痕构造。它广泛出现在砂、粉砂、泥质岩的表面。 描述波痕形态常使用4个定量要素：波长、波高、波痕指数（RI）、对称指数（SI）按波痕要素分类: 根据波高大小分两类：（反映水流能量大小），小波痕(H5 cm) ，大波痕(H1)不对称波痕：在单向水（风）流的作用下形成的。迎流坡较缓，背流坡较陡的波痕 。可用于指示沉积物形成时水（风）流的方向。 对称波痕： 在来回运动的水（风）流的作用下形成两坡坡角相等的波痕，为对称波痕。在三度空间内，波峰的连线为波脊，按波脊的弯曲程度和形态分类:a, 直脊波痕，b, 波曲脊波痕，c, 舌形脊波痕，d, 菱形脊波痕，e, 新月脊波痕4, 层理构造（Bedding）p148 层理是有沉积物以不同方式加积，而在岩层内部形成的纹层状或均一状形迹，它由沉积组分的颜色、成分、力度显示的岩层内部构造。绝大多数层理都是在沉积过程中形成的，主要与流体的机械作用有关，部分还与化学或生物作用有联系。层理的构成要素纹层: 又称细层（Lamina），是层理中可以划分出来的最小层状单位。层系（Set）： 可以由一组相同或相似的纹层叠置而成，也可以不含纹层只显示粒度的渐变特征。层系界面：指两个层系之间的界面。层系组（Coset）由两个或两个以上相同或有成因联系的层系叠置而成。 层理的主要类型:a, 水平纹理(层理) b, 平行层理c. 交错层理(最为复杂，还可进一步细分)d. 脉状层理e. 透镜状层理f. 递变层理g. 块状层理交错层理按层系面的形态等,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五特殊形态和成因的交错层理:羽状交错层理冲洗交错层理浪成波纹交错层理丘状层理风成交错层理a, 水平纹理(层理)（ Horizontal lamination）由与层面平行的、平面状的细纹层叠置而成的层内构造。水平纹理的特点： 细纹层呈平面状，相互平行叠置，与层面平行；纹层厚度多在1mm以下，少数可达1-2mm；常产在粉砂岩、泥质岩或粒度相当的其它岩层内，由颜色或粒度显示。成因：静水或低流态下部平床垂向加积而形成，或季节变化产生的纹理.b, 平 行 层 理平行层理的特点：多个呈平面状的较厚纹层平行于层面叠置，构成平行层理。纹层厚度多在mm以上，常见为10-20 mm；产在中粗砂岩、含砾砂岩或粒度相当的其它岩层（亮晶颗粒灰岩）内;层面上常叠加剥离流线.成因：牵引流的高流态上部平床垂向加积.c. 交错层理（Cross bedding)特征：纹层与层系面呈斜交关系，平行或向下收敛式叠置构成交错层理的单个层系。纹层和层系界面可以是平面状，也可以是曲面状;单个纹层的厚度随纹层构成粒度的增大而变厚，从小于1毫米到数厘米不等;层系顶界面时常被切割; 在粉砂岩、砂岩、砾岩或粒度相当的其它岩石内都有广泛分布。成因：牵引流低流态大型或小型波痕侧向迁移侧向加积而形成。按交错层理的形态分类 (p149)根据层系面的形态、上下层系面之间的关系等，交错层理分为四种基本类型： 板状交错层理 特征：上下层系界面平面状，彼此平行，纹层较规则叠置。出现在细中粗砂岩中。成因：低流态牵引流成因的直脊波纹侧向迁移。 楔状交错层理 特征：层系面平面状，彼此不平行，延续一定距离可以相交，纹层较规则叠置；出现在细中粗砂岩中。成因：低流态牵引流成因的波曲脊波纹侧向迁移。 槽状交错层理 特征：层系界面为下凹的勺形曲面，在岩层不同方位的断面上，曲面下凹的程度不同，一般在垂直流向的断面上比在平行流向的断面上下凹更强。层系内的纹层多呈下凹的曲面；出现在细中粗砂岩中。成因：低流态牵引流成因的舌形新月形波纹侧向迁移。 波状交错层理特征：浪成波状层系彼此切割，形成波状交错层理。层析界面波浪状，纹层与底层系界面平行，但被上层系界面切割。成因：浪成波纹垂向加积，或垂向侧向复合加积，通常叠加切割侵蚀过程.另外，还有三种特殊成因的交错层理：v 羽状交错层理：又称青鱼骨刺交错层理，形成于有双向水流的环境，如潮坪、河口湾 v 冲洗交错层理：形成于有水流反复冲洗的环境，如潮坪、河口湾 v 浪成波纹交错层理：形成于正常浪底附近的环境，为一般波浪成因。v 丘状层理：形成于风暴浪底附近的较深水环境，风暴浪作用的标志性沉积构造 d. 块状和均匀构造块状层理：在粗碎屑岩中，成分、结构或颜色的分布杂乱无章，不显示文理，称块状层理（Massive bedding)。只是快速堆积或重力流沉积过程。有些本来具层理构造的粗粒沉积物，在同生过程中被生物扰动或成岩胶结作用破坏掉，现在也呈块状构造。均一状层理：在细粒沉积岩中，成分、结构或颜色的分布均匀，没有纹层或纹理显示，称为均匀层理（Homogeneous bedding），反映了静水沉积物无水平运动的沉积环境。e. 递变层理(Graded bedding )递变层理：是一种重要的非纹层状层理，层理中没有任何纹理显示，只有颗粒的粗细在垂向上的逐渐变化。根据递变趋势，可分为三种递变层理:正递变层理：自下而上，颗粒由粗到细的递变。反递变层理：自下而上，由细到粗的递变。双向递变层理：有最粗的部分向上方向粒下均逐渐变细，称双向递变层理。f.波浪潮汐层理（Wavy-tidal bedding)脉状层理（Flaser bedding）特征：脉状层理和透镜状层理这两种层理都是砂、泥互层形成的一种复合层理。泥少砂多（砂包泥）时，泥质呈脉状保存在沙岩之中，为脉状层理层理。成因：水流的能量周期变化（如潮汐作用）的沉积条件下，涨潮砂质沉积作用为主, 并在沉积物表面形成波痕，平潮时覆盖一层泥。退潮水流冲掉波脊上的泥质，只在波谷部分保留脉状泥质，这样就形成了脉状层理。透镜状层理：在泥多砂少时（泥包砂），砂只以透镜状或细长条带状夹在泥质沉积物中，砂质透镜体中有时出现交错纹理。成因：低能沉积为主，周期性出现较高能水流的环境，则形成透镜状层理。4.痕迹化石（Trace fossil)痕迹化石指一切生物在松软沉积物表面和内部留下的生命体及各种生命活动的痕迹（遗迹），包括生物挖穴、觅食、逃逸等行为所产生的各类痕迹，如：潜穴、足迹、爬迹、觅食迹、逃逸迹等。目前已将不同的痕迹向生物化石一样进行了形态命名，在不同的沉积环境鉴定出了各有特色的痕迹化石带，痕迹化石研究成了沉积学和生物地层学的重要研究方向.5其他沉积构造p153：冲刷构造、叠层石、结核、缝合线、鸟眼 第三节 沉积岩的分类p1591, Pettijohn（1975）就将沉积岩或沉积物分成两大类（国内外大部分学者采用），分别称为:外源沉积岩类（ Exogeneti sedimentary rock):是一种主要由沉积盆地之外供给的继承性原始物质形成的沉积岩石.内源沉积岩类(Endogenetic sedimentary rock) ：在沉积盆地内部，由化学的、生物化学的沉积作用以及成岩作用产生的新生矿物组成的沉积岩石。2, 本教材根据造岩原始物质的成因和形成时间不同分为大类，即：它生沉积岩类和自生沉积岩两大类，它生沉积岩火山碎屑岩陆源碎屑岩自生沉积岩碳酸盐岩硅质岩铁质岩磷质岩铝质岩锰质岩蒸发岩沉积岩砾岩砂岩粉砂岩泥质岩第 三 章 它生沉积岩中的陆源碎屑岩类它生沉积岩：指主要由它生矿物构成的沉积岩矿。它生矿物：沉积岩所含的矿物是从母岩继承来的，即在形成作用开始之前就已经生成或已经存在的矿物。其继承来源为：陆源碎屑矿物、火山碎屑矿物和宇宙物质。第一节 陆源碎屑岩及主要组分陆源碎屑岩类： 主要由母岩风化的碎屑物质和不容残积物质经搬运、沉积和成岩作用之后形成的沉积岩，其中碎屑颗粒占50%之上，包括：砾岩、砂岩、粉砂岩 和 泥质岩。1, 陆源碎屑岩的主要组分碎屑颗粒：主要为石英、长石、岩屑和重矿物.孔隙：填隙物: a, 基质(杂基)：是碎屑岩中与碎屑颗粒一起沉积下来的细粒填隙组分，粒度一般小于0.03mm，它们是械机沉积产物而不是化学沉淀组分，杂基的含量高低表明沉积环境中水动力条件的强弱。b, 胶结物：是在颗粒沉积之后的成岩过程中，从粒间水溶液中沉淀出来的化学沉淀物，属自生矿物。基质(杂基)和胶结物统称为碎屑颗粒之间的填隙物，它们可同时存在于同一种碎屑岩中。 若某种碎屑岩中的填隙物以胶结物为主，基质含量少，通常代表相对高能的沉积环境; 若填隙物以基质为主，胶结物含量少，通常代表相对低能的沉积环境; 第二节 陆源碎屑岩的结构碎屑岩的结构：指颗粒的大小、形态、在岩石中的分布及其与填隙物质的构成关系，通常分三个部分： 颗粒的结构 胶结物的结构 基质的结构1，颗粒的结构(p173)1）粒度：碎屑岩中骨架颗粒的大小称作粒度。a, 粒度的计量：通常用颗粒的直径来计量，但由于碎屑颗粒的形状多变，所以剂量的方法也各不相同，又分：薄片粒度：以颗粒切面的长轴直径大小来计量筛孔粒度： 松散或北破碎的碎屑颗粒过不同孔径的筛子之后，分离出不同粒径的颗粒。名义粒度： 与碎屑颗粒体及相等的球体的直径为名义粒度。b. 粒度标准自然粒级标准：以毫米为单位，以十进位的级差划分不同粒度级别。砾石： 2.0 mm粗砂: 2-0.5 mm中砂: 0.5-0.25 mm细砂: 0.25-0.10 mm极细砂: 0.10-0.05 mm粉砂: 0.05-0.005 mm值粒级标准： 值: 毫米为计量单位的颗粒直径以为底的负对数。 log2 d d:颗粒直径（毫米）2）, 圆度（Roundness） 指碎屑颗粒棱和角被磨平的程度或表面的光滑程度。 它是颗粒在沉积作用过程中累积磨蚀强度的衡量指标。肉眼可定性的将圆度划分成棱角状、次角状、次圆状、圆状和极圆状5个级别。），分选性（Sorting）：又称分选度，指碎屑颗粒大小均匀程度。它是流体在沉积作用中对粒度累积分异强度的衡量指标。分选好：一个粒级颗粒达以上；分选中等：一个粒级颗粒为；分选差：一个粒级颗粒未超过，多级别颗粒共存。4) 支撑类型 (p175) 颗粒的支撑特征是指沉积物所受压力在沉积物内部的分布状况，它涉及到基质和较大颗粒的相对含量。a, 颗粒支撑；b, 过渡支撑；c, 基质支撑 ，胶结物的结构1),胶结物(Cement)(p201) 在成岩过程中，从粒间水溶液中沉淀出来、对分离颗粒起焊结作用的化学沉淀物称为胶结物。 胶结物的沉淀空间可以是沉积物中的任何孔隙，但最重要的还是粒间孔隙。实际上，只有沉淀在粒间孔中的胶结物才可将分立颗粒焊结起来。胶结物的沉淀除需要沉淀空间外，还需要有相关离子的补给，这只有通过孔隙水的流动才能实现。例如每单位体积方解石胶结物就至少是5400个单位体积的过饱和孔隙水的沉淀结果。因此，胶结作用主要在早期成岩阶段进行。 陆源碎屑岩中常见的胶结物矿物有：方解石（钙质），菱铁矿，绿泥石，海绿石，蛋白石和玉髓（硅质），自生粘土等。2), 几种常见的胶结物结构(p203)非晶质或隐晶质结构：胶结物为非晶质或隐晶质时，在偏光显微镜下没有光性或隐约显光性，通常是蛋白石、胶磷矿等胶体沉淀.显晶质结构：胶结物结晶很好，晶体形态清楚，在偏光下光性特征典型。可形成于整个成岩作用阶段。显晶结构进一步还可划分为：A, 微晶结构：胶结物晶体细小2.0 mm)成分大于而组成的的岩石称为砾岩(或角砾岩)。 它是沉积岩中最粗的一类岩石，常出现在冲积扇、扇三角州、砾质辫状河、海底扇、冰川沉积和海滩沉积之中。可能成为油气储层。1), 砾岩的特征砾岩的颜色: 随砾石和填隙物的成分而变化，常见为浅灰色、灰色、深灰色、褐红色等.2), 砾岩的成分: 砾岩是陆源碎屑岩最粗的一种岩石类型，必然是由碎屑、基质、胶结物和空隙四种组分构成。 a, 碎屑颗粒（砾石）: 以岩屑为主，单矿物较少, 砾石的成分与沉积环境密切相关，通常根据砾石康风化能力强弱分为：稳定成分：抗风化能力强，常见为石英岩砾石，脉石英砾石和硅质岩砾石。不稳定成分：灰岩砾石、白云岩砾石、石英砂岩砾石、岩浆岩砾石、火山岩砾石等。极不稳定成分：泥质岩砾石、内碎屑砾石凝灰岩砾石等。砾岩中稳定组分含量越高，成分成熟度越高3), 砾岩的结构: a, 分选性与磨圆度: 不同沉积环境，所形成砾岩的分选性和磨圆度不同，海滩砾岩分选、磨园好；泥石流成因的砾岩分选、磨园极差；河流成因的砾岩分选、磨园好中等。b, 支撑类型与填隙物成分：砾岩中砾石含量的多少、支撑类型与和隙物成分是区别沉积环境的重要标志。可分为四种类型：泥质基质支撑：在砾岩中，基质含量高，基质成分主要为泥质；砾石相互不接触，砾石漂浮在泥质基质之中砾石分选、磨园极差，为结构成熟度最低的砾岩，多为泥石流或冰积砾岩。砂基支撑：在砾岩中，基质含量高，但基质成分为砂质；砾石相互不接触，漂浮在砂基质之中，分选、磨园较差，为结构成熟度低的砾岩。常为砂石流沉积或洪泛水流沉积。颗粒支撑砂泥基充填：砾石含量高，砾石之间相互点或面接触，砾石间空隙由同沉积的砂质基质充填；砾石的分选、磨园中等或差，为结构成熟度中等的砾岩。通常为辫状河、辫状三角洲或扇面河道沉积。颗粒支撑：砾石含量高，砾石之间相互点或面接触，砾石间空隙由胶结物焊结在一起；砾石的分选、磨园好，是结构成熟度最高的砾岩， 如：海滩成因的砾岩。4），砾岩的沉积构造 砾岩中的层理能指示形成条件。如 牵引流成因的常见有平行层理，大型交错层理。重力流成因的多为块状层理、递变层理。5), 砾岩的分类a, 砾岩的粒度分类巨砾岩（或角砾岩、混杂岩）：主要砾石粒径250mm粗砾岩（或角砾岩、混杂岩）：主要砾石粒径250-50mm中砾岩（或角砾岩、混杂岩）：主要砾石粒径50-5mm细砾岩（或角砾岩、混杂岩）：主要砾石粒径5-2mmb, 砾岩的成分分类单成分砾岩：主要有一种较稳定的砾石成分组成，砾石成分通常以石英岩、硅质岩、脉石英等为主，中-细砾级，分选、磨圆好，颗粒支撑，胶结好。常见胶结物为石英、方解石、绿泥石、赤铁矿等。为高成分成熟度砾岩.复成份砾岩：砾石成分复杂，常见岩浆岩、沉积岩和变质岩的砾石混杂，稳定和