第五章 沉积环境的主要判别标志
综合地质学简答题
1、简述交错层理与劈理弯曲现象的区别（10分）交错层理是沉积岩原生构造，是指细层与层系界面呈相交关系，一般细层呈弧形弯曲，细层内部岩石组成基本一致，也就是细层内部的岩石结构一致。
劈理弯曲现象是次生构造，是指由于岩性逐渐变化以起的一种弧形弯曲的现象，劈理域围限的岩性具有明显的变化规律，颗粒具有规律的变化。
2、简述张节理与剪节理的区别（10分）2、论述褶皱形态分类（G J Ramsay分类）的原则和类型，并评述其优缺点。
（15分）褶皱形态分类（J.G.Ramsay）：分类依据是等斜线。
等斜线是褶皱正交剖面上层的上下界面的相同倾斜点的连线，即相邻褶皱面的等斜切点的连线即等斜线。
J.G.Ramsay根据等斜线的型式将褶皱划分为三类五型：I类：IA等斜线向内弧强烈收敛，内弧曲率远远大于外弧，为典型的顶薄褶皱；IB等斜线向内弧收敛，内弧曲率大于外弧，等斜线长度相等，为典型的平行褶皱；IC等斜线向内弧收敛，内弧曲率大于外弧，转折端的等斜线长度大于两翼，为典型的顶厚褶皱。
II类：等斜线平行且相等，内外弧曲率相等，为典型的相似褶皱。
III类：等斜线向外弧收敛，外弧曲率大于内弧，为典型的顶厚褶皱分类优点：具有半定量化特点、考虑褶皱层厚度变化，隐含褶皱形成机制；分类缺点：相对理想化、考虑二维空间忽视三维变化。
4、论述褶皱位态分类的原则和类型，并评述其优缺点。
（15分）1）直立水平褶皱：轴面近直立，枢纽近水平2）直立倾伏褶皱：轴面近直立，枢纽倾伏3）倾竖褶皱：轴面近直立，枢纽近直立4）斜歪水平褶皱：轴面倾斜，枢纽近水平5）斜歪倾伏褶皱：轴面倾斜，枢纽倾伏6）斜卧褶皱：轴面和枢纽两者倾向一致、倾角近相等7）平卧褶皱：轴面近水平，枢纽近水平分类优点：具有半定量化特点、考虑褶皱层三维形态、利用三角图解较为形象；分类缺点：相对理想化、未考虑岩层厚度变化。
5、简述断层角砾岩与底砾岩的区别（10分）概念：断层角砾岩是构造岩、底砾岩是沉积岩；断层角砾岩分布具有一定局限性、而底砾岩分布较广；断层角砾岩一般切层分布、底砾岩顺层分布。
沉积环境沉积相期末复习提纲
第一章绪论
1、沉积环境、沉积相、沉积模式、瓦尔特相律
第二章沉积物的来源
1、沉积岩的组成物质来源
2、碎屑岩和碳酸盐岩的结构组分
3、主要造岩矿物和岩石在风化带中的稳定性和习性
4、福克和邓哈姆的碳酸盐岩的分类
第三章沉积学相关的流体力学基础
1、急流、缓流、弗劳德数
2、层流、紊流、雷诺数
3、牵引流和重力流
第四章、沉积环境的主要判别标志
1、典型的沉积构造（水平层理、平行层理、交错层理、鸟眼构造等等，不一一列出）
2、粒度分析的主要方法
3、如何用自生矿物判断沉积环境
4、古水流的判别方法
第五章大陆环境及其相模式
1、冲积扇：
（1）冲积扇的一般特征
（2）冲积扇沉积物类型、
（3）冲积扇的相模式
2、河流：
（1）河流的分类
（2）曲流河和辫状河的沉积模式
（3）曲流河和辫状河的垂向序列
（4）河流的二元结构
3、湖泊：
（1）湖泊沉积相特征
第六章海陆过渡环境及其相模式
1、三角洲、扇三角洲的概念
2、盖洛韦的三角洲分类
3、河控三角洲的沉积模式和沉积序列
第七章海洋环境及其相模式
1、海洋环境的分带
2、障壁岛、潮坪、浪基面、等深流、生物礁等等与海相沉积有关的概念
3、无障壁岛海岸沉积模式（对比记忆障壁岛海岸）
4、风暴流沉积和浊流沉积，各自的特点及区别
5、鲍马序列
6、欧文的碳酸盐岩沉积相模式
7、威尔逊沉积相模式
8、原地礁灰岩的类型。
沉积环境的主要判别标志
成的构造。
流动构造是最重要和最常见的沉积构造。
(1)层面构造在沉积岩的顶面或底面上形成的构造。
如：波痕、细流痕、剥离线理、冲刷痕、压刻痕。
1. 波痕由水流、波浪或风的作用，在沉积物表面形成的波状起伏痕迹。
波痕的内部构造及形成机理及实例前积纹层形态及其控制因素随介质能量的减弱和悬浮载荷的增加，前积纹层形态：直线型→切线型→凹型→S型波痕的大小、形态、对称性、介质类型各有不同。
按介质类型分为：A.水流波痕;B.波浪波痕;C.干涉波痕和改造波痕;D.弧立波痕;E.风成波痕按波脊形态，分为5－6类：随水深减小和流速增大，直线形→波曲形→链形→舌形→新月形→菱形。
水流波痕按大小分为：大型水流波痕：波长60～30cm,波高为6～，波痕指数大于15。
主要产生于中、粗粒床沙中。
巨型水流波痕：波长大于30m，波高可达数米，波痕指数大于30。
波脊以直线形为主，多分布在较深的浅海和大型河流中。
逆行砂丘：浅水急流(Fr>1)，其水面波形与底形波痕一致（属同相波），与一般波痕形成作用相反，背流面一侧侵蚀，向流面一侧进行堆积。
所以实际上它是向上游方向移动的，故称为逆行沙丘。
它多见于海滩、潮坪、河流环境。
B、波浪波痕是由波浪作用于床沙表面而产生的波痕，据其对称程度可分为：对称波浪波痕和不对称波浪波痕。
对称波浪波痕：是由水体振荡运动形成、流体质点在表面呈园形轨道，向下变为来回运动，反复作用结果形成“人”字形内部构造和对称形态。
不对称波浪波痕：是由水体运动时往复速度不同而造成的。
在滨岸地区，由于水体运动受海底摩擦作用的影响，波浪向陆的速度大于向海运动的速度，故波痕形成方式和单向水流的波痕相似，内部只有一个方向的前积层。
可以按直线形流水波痕的描述方法进行。
不对称浪成波痕和水流波痕的区别：①浪成波痕的波脊多出现分叉与会合的特点,水流波痕波脊则多中断并被别的脊代替；②浪成波痕的波长多小于, 波痕指数（RI） <15, 而水流波痕的RI>15,浪成波痕的对称指数RSI <, 而水流波痕的RSI >；③浪成波痕的前积纹层往往表现为成束的分枝状, 并且通过波谷延伸到相邻波痕的翼部上。
沉积相标志
沉积相标志沉积相标志是指在沉积岩中反映沉积环境及其演化过程的特征和特殊的沉积作用。
通过对沉积相标志的研究，可以揭示沉积岩的沉积环境、沉积历史以及油气等资源的分布规律，对于地质勘探和资源评价具有重要意义。
下面将介绍一些常见的沉积相标志及其相关参考内容。
1. 粒度沉积岩中的粒度分布可以反映颗粒的沉积环境。
根据粒度分布曲线，可以初步判断沉积相类型。
例如，细粉砂和黏土颗粒含量较高的粒度曲线往往与淤泥沉积相相关，而粒度较粗、含砾石的曲线往往与冲刷沉积相相关。
2. 沉积结构沉积结构是指沉积物中颗粒的排列、连接和堆积方式。
根据沉积结构的特征可以判断沉积相的类型。
例如，波浪痕结构常见于潮间带和海滩沉积相，蛇纹状结构常见于河流沉积相。
3. 生物痕迹化石生物痕迹化石是古生物在沉积物中留下的痕迹，可以反映生物的活动和生态环境。
例如，化石化的足迹、取食痕迹等可以揭示当时的动物活动，对于重建古生物生态环境有重要意义。
4. 化石组合化石组合是指一定地层或区域内出现的化石的种类和数量。
通过化石组合的研究，可以判断当时的生态环境、水深和水温等。
例如，海洋沉积岩中出现大量的浮游有孔虫化石，可以判断该地层是在古海洋环境中形成的。
5. 地层叠置及其不整合关系地层叠置是指不同地层之间的叠置关系，通过对地层的叠置关系的研究，可以揭示沉积环境及其演化过程。
例如，上覆地层覆盖在下伏地层之上的叠置关系，可以判断上覆地层形成时的沉积环境。
6. 物理化学特征沉积岩中的物理化学特征可以提供沉积环境的信息。
例如，岩石颜色、结构、成分、石英砂含量等特征可以揭示不同沉积环境的差异。
例如，赤铁矿的存在可以指示当时的缺氧条件。
综上所述，沉积相标志是通过对沉积物中一些特征的研究，揭示沉积环境及其演化过程的一种方法。
通过对粒度、沉积结构、生物痕迹化石、化石组合、地层叠置及其不整合关系等特征的观察和分析，可以判断不同沉积相类型及其演化过程。
这些信息对于地质勘探和资源评价具有重要的指导意义。
5-3 第五章 沉积环境的判别标志
第五章沉积环境的判别标志第五章沉积环境的主要判别标志第一节沉积构造标志第二节岩石结构和粒度标志第三节岩矿成份和地球化学标志第四节生物标志第五节古水流的判别标志及其环境意义第二节岩石结构和粒度标志一、岩石结构标志二、粒度分布特征及其环境意义（一）粒度分析的主要方法（二）颗粒粒级的划分（三）粒度曲线和粒度参数（四）粒度参数散点图（五）C－M图解（六）粒度参数的环境判别公式一、岩石结构标志碎屑岩的结构包括三方面内容，即：碎屑颗粒的特点（粒度、形状及颗粒表面结构）填隙物（包括杂基和胶结物）特征碎屑颗粒与填隙物之间的关系（即支撑和胶结类型）。
一、岩石结构标志--1．碎屑颗粒特征碎屑颗粒特征包括圆度、球度、粒度、分选性以及颗粒的表面结构圆度也称磨圆度，是指碎屑颗粒的原始棱角被磨圆的程度，它是碎屑的重要结构特征。
颗粒的圆化程度一般取决于粒度大小、物理性质及磨蚀历史。
如在一定距离内，较大的颗粒一般比较小颗粒圆化得好；硬度较小的石灰岩比硬度较大的石英颗粒圆化好；经长距离搬运或长时间的磨蚀比短距离搬运或短时间的磨蚀的磨圆度好。
另外搬运介质和搬运方式对颗粒圆度也有影响。
如颗粒在风力中搬运要比在水中搬运更容易磨圆，而冰川的搬运则不易发生圆化作用。
一、岩石结构标志--1．碎屑颗粒特征颗粒的球度是指颗粒近于球体的程度。
被搬运颗粒的球度与颗粒本身的性质有关，如石英颗粒无解理，故搬运愈远，球度愈大，而片状的云母，虽经远距离搬运，其球度也可能较低。
在搬运过程中，不同球度的颗粒表现不同，球状大的颗粒易滚动搬运，球状小的片状颗粒易悬浮搬运。
颗粒表面结构是颗粒表面的形态特征。
一般主要观察表面的磨光程度及表面刻蚀痕迹两个方面。
由于碎屑颗粒的表面结构在揭示侵蚀、搬运作用和沉积作用中有着一定的意义，尤其是近期在通过用电子显微镜研究颗粒表面结构来识别沉积环境方面有了较大进展，因此受到愈来愈多的重视。
一、岩石结构标志--2．填隙物特征沉积岩的填隙物包括杂基和胶结物。
实习一：沉积环境的判断标志
3、流动体制、底床形态及其与 层理形成的关系
（二）层面构造
1. 波痕（ripple mark）
波痕是风、水流
或波浪等介质的运动， 在沉积物表面所形成 的一种波状起伏的层
面构造。
波痕要素 波长（L）—两个相邻波峰或波谷之间的水平距离 波高（H）—波峰与波谷之间的高差 波痕指数（RI）= L/H，表示波痕相对高度及起伏情况 不对称指数（RSI）= l1/l2，表示波痕的不对称程度
干涉波痕
叠加波痕
波痕ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ不同沉积环境中的分布
问题1：波痕主要出现在砂质沉积物 中还是泥质沉积物中？ 问题2：波痕的出现反映沉积环境的 水体是深还是浅？ 深海调查一个引人注目的发现是：在 世界各大洋盆中广泛发育一种大型沉积物 波，包括泥波和沙波，特别是泥波更为普 遍。
沉积环境判断的标志
第一节 沉积构造标志
沉积构造是沉积物和沉积岩
中最常见的而又最容易直接观察 到的主要特征之一。
一、沉积构造的概念
• 沉积构造(sedimentary structure)——是 指沉积岩各组成部分的空间分布和排列 方式，它是沉积物在沉积期或沉积以后 由物理作用、化学作用、生物作用在沉 积物内部或者沿着沉积物与流体界面所 形成的。
曲波形水流波痕的迁移形成槽状交错层理的示意图
舌形水流波痕的迁移形成槽状交错层理的示意图
新月形水流波痕的迁移形成槽状交错层理的示意图
（4）其它类型的交错层理
• • • • • • • • ①爬升波纹交错层理（climbing ripple bedding） ②羽状交错层理（herringbone cross bedding） ③浪成波纹交错层理（wave-ripple bedding） ④冲洗交错层理（swash cross bedding） ⑤侧积交错层理（epsilon cross bedding） ⑥丘状交错层理（hummocky cross bedding） ⑦洼状交错层理（swaley cross badding） ⑧风成交错层理（aeolian cross bedding）
沉积环境的主要判别标志
沉积环境的主要判别标志第一节沉积构造标志（二）准同生变形构造当沉积物还处于塑性状态时，在物理作用影响下发生变形而形作用包括:※差异负载作用※超负载作用※沉陷作用※滑塌或滑动作用※液化作用※拖曳作用形成的构造如下：1. 负载构造2. 球枕状构造3. 包卷层理4. 滑塌构造5. 砂岩岩墙和岩床6. 碟状构造1、负载构造（重荷构造）下层为泥岩，上层为砂岩，在砂层底面上的突起底痕。
是形状不规则，几厘米－几十厘米，突起高度几毫米－十几厘米（是层面上的“砂”表现）。
与负载构造有关的是火焰状构造，是下层泥呈尖舌状挤入上覆的砂质层中（是层理面上看到的“泥”表现）。
负载构造是砂层沉积在饱含水的塑性泥层上，在差异负载作用下形成的，多见于浊流沉积中。
思考：与冲刷痕的槽铸型比较负载构造（重荷构造）实例火焰山假火焰状构造2. 球枕状构造3. 包卷层理4. 滑塌构造松散或半固结的沉积物在重力作移动，并产生各种变形和破坏作用。
变形不明显时，像包卷层理。
滑塌作用较强时，沉积层遭受强烈的揉皱和破碎，形成成分不同、大小各异的滑塌角砾。
可以只发生在一个十几厘米的一个薄层中，也可发生在一个厚达几十米的一套岩层中。
分布范围可以是局部的，也可达几公里。
滑塌构造分布于浊流、潮汐、曲流砂坝等环境中。
思考：滑塌沉积（slump structure）与混杂堆积（melange）的区别？5、砂岩岩墙和岩床由于砂的液化作用形成流沙，当流沙贯入裂隙中，可形成岩墙或岩脉（宽1－2cm至几米）如果沿层面贯入，则形成砂岩岩床。
6、碟状构造砂岩中凹面向上的碟状泥质纹层，是沉积后，固结前，由超孔隙压力所形成的。
故也称为泄水构造。
碟状构造实例（三）暴露构造天灾——人祸沉积物表面短期地暴露于地表形成的。
包括干裂、雨痕、冰雹痕。
干裂（泥裂）：沉积物暴露于暴晒、干涸、收缩而成。
平面上多边形，剖面上“Ｖ”形。
雨痕和冰雹痕：雨滴或冰雹降落在松软的沉积物表面所形成的小冲击坑，坑缘稍高，冰雹痕比与痕大而深，形状更不规则。
第五章岩相古地理有关概念
泻湖 Lag
障壁岛、砂坝 BS 潮汐通道及三角洲 滨岸 Li 滨岸三角洲 Li-D
陆棚 Sh
缓坡 Ra 局限台地 RP 孤立台地 IP
台地 开阔台地 OP
台地边缘浅滩 PMS 生物礁 Re
大陆斜坡 Sl
深海盆地 DS
沉积亚相、微相
扇头、扇中、扇尾、泥石流 心滩、天然堤 边滩、堤岸、泛滥平原（河漫滩）、岸后沼泽 滨湖沼泽（LaM）、滨湖浅滩（LaS）、 扇三角洲（FD）、浅湖三角洲（LaD）、深湖浊积 岩（LaT）、盐湖 沙丘、丘间、戈壁滩 沉积相、亚相分类与上述的湖泊体系相同
流动构造是沉积物搬运和 沉积过程中由于介质的流动 在沉积物表面及内部形成的 各种构造现象。
包括层面构造和层理构造 等。
这些床沙几何形体被埋藏下来，保留在层面 上，即称波痕;它们因迁移而在层内保留下的痕 迹，即造成了层理。
1、层面构造
层面构造是指所有在沉积岩顶 面或底面上的各种特征。其代表类 型有：波痕、细流痕、剥离线理、 冲刷痕、压刻痕。
指沉积能量中-高、具窄盐度生物组合的碳酸盐沉 积区域。沉积亚相有：生物浅滩、生物丘、生物 礁、鲕粒浅滩 生物浅滩、生物丘、生物礁、鲕粒浅滩 礁后、礁核、礁盖、礁基、礁前、礁翼、礁间 上斜坡（斜坡峡谷、滑塌岩块/角砾、浊积扇头） 下斜坡-陆隆（浊积扇、滑塌变形层、等积岩） 分布面积巨大，多为海底浊积扇尾，或以薄层硅 质泥岩、放射虫硅质岩为主夹薄层泥灰岩（欠补 偿盆地）沉积组成的深海平原沉积
在应用现实主义原则时需要注意：
地质历史是发展的，各地质时期的地质 作用方式和特点既有继承性，也有变化性， 即既有连续性又有阶段性，例如元古代的碳 酸盐潮坪中广泛发育有叠层石，而到显生宙 时，同样是碳酸盐潮坪环境，但由于食藻生 物的出现，叠层石的分布范围和数量则大为 减少。
【doc】海相沉积氧化还原环境的地球化学识别指标
海相沉积氧化还原环境的地球化学识别指标综述?矿物岩石地球化学通报BulletinofMineralogy,PetrologyandGeochemistryV01.27No.1,Jan.2008海相沉积氧化还原环境的地球化学识别指标林治家,陈多福,刘芊1.中国科学院广州地球化学研究所边缘海地质重点实验室,广州510640;2.中国科学院研究生院,北京100049摘要:全球海洋在1O～5.4亿年间演变成氧化环境,此后历经多次全球性的缺氧事件后演变到现在的氧化环境.海水和沉积物中多种元素的循环,分异和富集明显受氧化还原条件的影响.Mn,Mo,Cr,V和u 等变价元素的溶解度随氧化还原条件的改变产生极大变化,导致沉积物中的元素含量分异;Ni,Co,Cu和Zn等在还原条件下形成硫化物沉淀,导致沉积物中对应元素的富集.这些元素的地球化学行为是古海洋氧化还原条件变化的灵敏指示剂,可以作为恢复古海洋氧化还原环境变化的地球化学指标.黄铁矿化程度(DOP),生物标志化合物和Ce异常等也是沉积环境氧化还原条件的常用判别指标.泥岩研究中通常采用DOP,U/Th,自生U,V/Cr,Ni/Co和生物标志化合物等指标,碳酸盐岩则主要采用Ce异常指标.当前各种指标的定性分析都取得比较一致的结果,但是用一种或几种定量的地球化学指标来恢复整个古海洋的氧化还原环境目前还有很大的问题.关键词:沉积岩;氧化还原条件;地球化学指标中图分类号:P736.213文献标识码:A文章编号:1007—2802(2008)01—0072—09 GeochemicalindicesforredoxconditionsofmarinesedimentsLINZhi-jia,CHENDuo—fu,LIUQian,1.KeyLaboratoryofmarginalSeaGeology,GuangzhouInstituteofGeochemistry,Chinese AcademyofSciences,Guangzhou,510640,China;2.GraduateschooloftheChineseAcademyofSciences,Beijing100049,Chi naAbstract:Therewasasignificantoxygenationofdeep—oceanwatersintheNeoproterozoicera(1～O.54Ga).Since thenmanyanoxiceventshavetakenplace.Thecirculation,fractionationandenrichmentofm anyelementsinseawa—terandsedimentswereobviouslyinfluencedbythevariationofredoxconditions.Thelargeva riationofsolubilityofMn,Mo,Cr,V andUinseawater,resultedfromthevariationofredoxconditions,couldcauseth econcentrationfractionationoftheseelementsinsediments.Somesulfophilicelements,suchasNi,Co,Cuan dZn,couldbeenriched insedimentsastheycouldbeprecipitatedassulfideinreducedconditions.Therefore,theseele mentscanbeusedas sensiblegeochemicalindicesforstudyingthevariationofpaleo—seawaterredoxconditions.Inaddition,thedegreeofpyritization(D0P),biomarkersandCeanomalyofsedimentsarealsocommoneffectivegeoc hemistryindicesfor studyingtheredoxconditionsofsedimentaryenvironment.TheindicesofD()P,U/Th,U,V/C rNi/Coandbiomarkers areusuallyusedtostudytheredoxconditionfortheformationofmudstones,whereastheCean omalyisusedtostudytheredoxconditionfortheformationofcarbonate.Althoughsimilarresultscouldbeobtainedbyt heapplicationofseveralindi—cesforqualitativelyanalyzingredoxconditions,thereisstillimpossibletoquantitativelyanalyzetheredoxconditionsofthepaleo-oceanbyusingcertainoneorsomequantitativegeochemicalindices. Keywords:sedimentaryrock;redoxconditions;geochemicalindex地球表层在约2.0Ga前开始明显氧化m,在1.0～O.54Ga问海底也逐渐转变成氧化环境.;此后经多次与地球生物演化密切相关的全球性大洋缺氧事件[a-73,迄今全球深海又是一个氧化的环境.海洋环境是地球整体环境研究中的关键一环,其氧化还原条件直接关系到海洋生物的分布,活动和演化,关系到收稿日期:2007—05—08收到,06—18改回基金项目:国家自然科学基金资助项目(40472059);中国科学院知识创新工程重要方向项目(KZCX3一SW-224)和前沿领域项目(GIGCX一04—03)第一作者简介:林治家(1980～),男,博士研究生,专业方向:沉积学与地球化学.通讯作者:陈多福(1962一),男,研究员.E—mail:**********.el1.矿物岩石地球化学通报各种元素在海洋中的循环,分异和富集.~7].海水中Mn,Mo,Cr,V和U等元素的不同价态离子的溶解度相差极大,容易造成分异,并在沉积物中有所反映l8].沉积环境的氧化还原条件还影响Ni,Cu,Zn和Co等亲硫元素的赋存状态,在还原环境中以硫化物形式沉淀[g.同时,一些特殊元素如Mo的同位素在研究古海洋氧化还原环境时也有很好的指示作用[1引.如果我们能确定岩石中相关元素的含量和分布及其与古海水氧化还原环境之问有一种必然的,可预见的联系,那么岩石中的相关元素或比值就可以作为恢复古海洋氧化还原环境的指标.因此,许多研究者借助这些微量元素在海相沉积岩中的特征,研究了古海洋的氧化还原环境.～.].稀土元素因整体的化学稳定性而在海洋环境研究中得到广泛应用[1].Ce的多价态特征对氧化还原条件尤为敏感,并导致Ce异常的形成,许多研究者[2卜.]相继研究了泥岩,化石和磷块岩的Ce异常在古海洋氧化还原环境及其变化.沉积岩中有机碳含量,黄铁矿化程度(DOP)及一些生物标志化合物特征也与沉积环境的氧化还原条件密切相关,可以很好地指示沉积时的氧化还原状态.每一次海洋氧化还原环境的显着改变都将在海相沉积岩中留下丰富的古生物,地质和地球化学记录.本文系统整理了海相沉积岩中地球化学指标的研究成果,包括其理论基础,适用范围和影响因素等,期盼对今后的工作有所裨益.1主量和微量元素指标沉积岩中Mn,U,V,Cr和Mo等元素在不同的氧化还原条件中会产生分异].Ni,Cu,Zn和Co等元素在缺氧条件下常以硫化物形式沉淀,而区别73于氧化条件下的溶解状态[9叫¨.(1)Mn:在正常海水pH一8条件下,Mn主要以Mn抖和MnCl形式溶解于海水中,但在强氧化环境(Eh>0.4V)中形成Mn(IV)氧化物和氢氧化物沉淀[2引.如果氧化还原界面在沉积物内部,由于还原作用而溶解的Mn不会被有机质和硫化物汲取, Mn将在界面附近分别向上或向下扩散,向上扩散进入海水,也可再次氧化沉淀;向下扩散在过饱和时生成MnCO..如果氧化还原界面高于海水沉积界面,在沉积速率较大的地区,携带有大量微量元素的Mn氧化物仍可以穿越氧化还原界面进入沉积物,极大地影响到某些微量元素的地球化学行为].有人认为缺氧沉积环境中的MnCO.指示沉积物形成于氧化水体下方的贫氧带[1¨.但Baltic海的Mn—CO.和MnS研究表明,周期性富氧的底水侵入缺氧盆地,会突然形成大量的锰氧化物沉积,沉积物中出现贫锰和富锰的韵律层,且锰氧化物在埋藏成岩作用过程中转变为MnCO.[2.总之,Mn含量与氧化还原环境之问并没有一定的相关性[1.因此,Mn本身并不适合作为氧化还原条件的直接鉴别指标,它的主要作用是输送能反映氧化还原条件的一些微量元素进入沉积物[g].(2)U和Th:U在氧化性质的海水中常以UO.(CO.)一存在,并具有高溶解度,还原环境中UO.(CO.)一以扩散方式从海水进入沉积物,并还原成UO.,U.O或U.O.(表1)固定在沉积物中,造成沉积物中U的富集[8].正常泥岩中的U均来自碎屑,平均Th/U≈3[2.自生沉积的U.可以用于识别氧化还原条件,U.一U.一Th/3(U表示总U).U<5.0×10代表富氧环境,5.0×10<U<12.0×10代表次富氧环境,U.>12.0×10代表贫氧和缺氧环境](图1).表1不同氧化还原环境中的元素地球化学特征Table1Traceelementcontentsofvariousgeologicalbodiesindifferentredoxconditions 注:据Tribovillard等[,Algeo和Maynard[,Calvert和Pedersen[]修改;PAAS表示澳大利亚后太古代平均页岩值74林治家等/海相沉积氧化还原环境的地球化学识别指标D0PU/ThUAUV/CrNi/CO■■■■一■■■■■一0.7争一一1.25——一l2.0一一4.25————7.00——一0,42————0,75————5,00————2,00一——5.00——口口z口s1.缺氧和贫氧环境,自由氧浓度为0.0～0.2mL/L;2.次富氧环境,自由氧浓度为0.2～2.0mL/L;3.富氧环境,自由氧浓度>2.0mL/L)图中数值表示不同环境之间的界线值i.Anoxicandsuboxieenvironment,freeoxygencontentis0.0～0.2mL/L;2.Dysoxicenvironment,freeoxygencontentis0.2～2.0mL/L;3.Oxieenvironment,freeoxygencontentis2.0～860mL/L;V aluesinfigurearetheboundaryofdifferentenvironment 图1泥岩沉积环境中氧化还原条件的元素指标参数.]Fig.1ChartofelementalindicesofredoxCOnditionsfor thesedimentaryenvironmentofmudstoneTh在海水温度下是一种相对惰性的元素,通常富集在粘土碎屑中.因此,依据U,Th行为的差异,U/Th值也可以作为鉴别氧化还原环境的一个参数.通常U/Th>1.25代表缺氧环境,0.75<u/Th<1.25代表贫氧环境,U/Th<0.75代表氧化环境引.(3)V和Cr:氧化条件下V以V(V)形式存在于钒酸盐中,常被吸附到Fe和Mn的氢氧化物或高岭石中.在贫氧条件下,尤其是有大量腐殖质时,V(V)被还原成V(Ⅳ),形成VO(OH)和不溶的V0(0H)..缺氧条件下,由于自由HS的出现,V (IV)进一步还原成V(III),被卟啉汲取,或者以V203,V(0H)3的形式沉淀[9孔].Cr在富氧的海水中主要以可溶的Cr(VI)铬酸盐(CrO卜)形式存在.缺氧条件下,Cr(VI)还原成Cr(III),形成Cr(OH)2,Cr(OH)3和(Cr,Fe)(0H).等水合离子.这些离子极易被腐殖酸或Fe和Mn的氢氧化物汲取而进入沉积物[9].沉积物中的Cr在有机生物体的矿化过程中不形成硫化物或被FeS俘获,容易扩散或以对流模式进入水体.此外,陆源碎屑物中含有大量Cr[.虽然V和Cr都是在氧化环境中溶于水,还原环境时易在沉积物中富集,但V的还原出现在反硝化作用界线的下部,Cr的还原出现在界线的上部[2.因此,V/Cr值仍可作为判别古海洋氧化还原环境的一个参数[z9].北海和英格兰沿岸上侏罗统泥岩的研究发现,V/Cr可有效鉴别泥岩的氧化还原环境,V/Cr<2.00代表富氧环境,2.00<V/Cr <4.25指示次富氧环境,V/Cr>4.25代表贫氧和缺氧环境[8](图1).(4)Mo:Mo是现代海洋中含量最高的过渡金属元素,主要由河流输入,氧化的海水会强烈地将其水解为Mo0:_[].Mo不会在浮游生物体内富集,不易被海水中的绝大多数颗粒物汲取,在正常海水pH值条件下不会被粘土矿物,CaC0.和铁的氢氧化物吸附[9].相反,Mo极易被沉积物表面的Mn氢氧化物俘获,随着Mn的还原,Mo重新进入孔隙水,并在有硫化物的情况下,Mo再次固定在沉积物中[1.Mo固定在沉积物中的机理尚不明确,但与S有很大关系【3.研究表明,缺氧环境中随着HS一浓度由10M升至10～M,MoO~4一突然转变成MoS:一,被铁氧化物或腐殖质等汲取进入沉积物【3.随后,MoS:一转变成MoS2沉淀或以固溶体形式进入黄铁矿,造成缺氧环境沉积物中Mo的富集.Mo同位素("Mo)常应用于恢复古海洋氧化还原环境[1引.Mo在氧化性海洋中的残留时间是800000a,整个海洋的Mo同位素是均一的.Mo主要来自河流输入,富含硫化物的静水还原沉积和Mn氧化物是Mo最主要的汇.自生Mn氧化物优先吸附较轻的Mo同位素.因此,根据卯Mo一9795Moipu【+A.×fo(.95Mo.和.95Moipu【分别表示静水沉积和河流输入物质中的Mo同位素,△.表示海水与锰氧化物值之差,表示锰氧化物占整个海洋Mo沉积的比例),在已知" Mo.吖%Mo.np和△.的情况下,计算,可以定性判别沉积环境的氧化还原性质和演化趋势.如中元古代卯,.Mo是0‰,海洋",.Mosw平均为0.8%0,锰氧化物沉积"Mo.值是一1.3%0,静水沉积"Mo值是0.5%o,计算得为24%.现代卯,.Mo是0%0,海洋",.Mo平均值是1.6%0,锰氧化物沉积"Mo.值是一0.5‰,静水沉积"Mo值是1.3%0,计算得为62%.以上结果说明,海洋氧化环境区域的扩大和还原环境区域的减小会使增加.(5)Co,Ni,Cu和Zn:Co,Ni,Cu,Zn都是亲硫元素,以二价离子形式溶于氧化的海水中,在有自由HzS的还原环境下,不发生价态的变化而形成硫化物沉淀(表1).Co在氧化环境中以Co抖形式溶于海水中,或矿物岩石地球化学通报与腐殖酸形成络合物.在缺氧环境下形成不溶的CoS,并以固溶体形式进人自生黄铁矿口.Ni在氧化性质的海洋环境中以Ni抖,NiC1和可溶的NiCO.形式存在,也会与腐殖酸形成络合物口.'"],在缺乏H:S和锰氧化物的中等还原强度下,有机络合物中的Ni会释放并进人上覆海水或孔隙水,有自由H:S的强还原环境下,Ni形成NiS不溶物,并以固溶体形式进人自生黄铁矿[g].Cu在氧化海洋环境中主要以有机金属配位体和CuC1的形式溶解于海水[1.'"],还原环境下,尤其是在硫酸盐细菌还原带,Cu会还原成Cu,形成CuS和Cu:S沉淀或以固溶体形式进人自生黄铁矿[3.Zn在氧化海洋环境中以Zn抖,ZnC1和腐殖酸络合物等多种形式存在[1.'¨],在还原环境下尤其是在细菌硫酸盐还原带,zn可形成闪锌矿(FZn,V e]S)或以固溶体形式进人自生黄铁矿_3.上述四种元素都会在还原环境的沉积物中富集,又因各自地球化学行为的差异性而表现出一定的含量相关关系:Ni/Co<5.00指示氧化环境,5.00 <Ni/Co<7.O0代表次富氧环境,Ni/Co>7.O0指示贫氧或缺氧环境[8(图1).(6)DOP:DOP(DegreeofPyritization)是指黄铁矿化程度,DOP=Fepyrite/(Fei+Fe…),其中Fe…原指沉积成岩过程中可以参与化学反应的那部分铁口,实际应用中表示实验分析中运用浓盐酸溶解的铁,Fe表示黄铁矿中的铁,该值可根据对应原子数比用黄铁矿中的S来代替.DOP是目前判别古海洋氧化还原环境最有效的指标之一[3.Raiswell等[3用它判识欧洲泥盆纪到白垩纪泥岩的古海洋氧化还原环境,指出DOP <0.45代表富氧环境,0.45<DOP<0.75代表次富氧或受限环境,DOP>0.75代表贫氧和缺氧环境.以DOP一0.45为界可明显区分出富氧环境和受限环境,但是DOP一0.75只能区分出91～92的样品.用多指标进行综合判别挪威北海的晚侏罗世泥岩时,也表明DOP指标是可信的[8].但Canfield等[3.]发现,海底沉积物中不同的含铁矿物与硫化物反应生成黄铁矿的速度非常不一样(表2),即这些含铁矿物与硫化物反应生成黄铁矿的反应活性差别很大.在大多数陆缘海沉积物中,只有在水铁矿(ferridydrite)和除磁铁矿之外的铁氧化物被消耗完之后,孔隙水中才可能出现游离的H:S;陆缘海沉积物中其他含铁矿物反应生成黄铁矿的速度大大低于典型的硫酸盐还原生成H:S的速度. 75因此,在没有铁氧化物(磁铁矿除外)的深层沉积物中,有大量的游离H:S扩散进人海水;而在这样的环境中,黄铁矿的生成受到反应铁的限制,计算出的DOP值也会较小;这个较小的DOP值也可以解释成是低含量的H:S限制了黄铁矿的生成.因此单纯的DOP值并不能可靠地说明是铁还是硫限制了沉积物中黄铁矿的生成量.在晚期成岩过程中生成的黄铁矿具有更大的颗粒和更重的硫同位素,这将有助于区分自生黄铁矿来自铁氧化物(磁铁矿除外)和其他硅酸盐矿物的比例问题[3.表2沉积物中含铁矿物与溶解硫化物反应的速度常数及半周期.Table2Ironmineralsinsedimentsandvelocityconstantsandhalf-livesofthedissolutionofsulfide含铁矿物反应速度常数(k值)半周期注:反应速度常数根据公式:dFe/dt一一akFe计算,其中Fe表示沉积物中Fe的浓度(重量百分比),是反应速度常数(a-1),t是时间(a),n是化学计算常数(0.87);半周期tl/2一In(2)/k;计算中假定H2S的浓度是lmME.]现代氧化和贫氧环境沉积物的DOP对环境氧化还原条件的反映与古代沉积物基本一致,而现代缺氧环境沉积物的DOP比古代对应环境沉积物的小,这可能与古代沉积物成岩过程中部分含铁矿物被矿化成黄铁矿有关[3.但同一个样品用不同的方法提取酸可溶铁会得到不同的结果,甚至在氧化环境中沉积的黄铁矿的DOP可以表现出贫氧乃至缺氧的特征[3.因此实验方法的差异会影响到DOP对沉积环境氧化还原条件的判别.2生物标志化合物生物标志化合物是沉积岩中来源于生物体的特殊成分,与生物母体有机分子的结构相同或相近,由C,H和其他元素组成的一种复杂的有机化合物口.生物标志化合物在沉积和早期埋藏过程中具化学稳定性和相对较强的热稳定性,可以作为判别古沉积环境氧化还原条件的一种指标.目前常用于沉积环境氧化还原条件判别的生物标志化合物主要有升藿烷指数,姥鲛烷植烷比值和伽玛蜡烷指数[4钆'.76林治家等/海相沉积氧化还原环境的地球化学识别指标(1)升藿烷指数:升藿烷是成岩作用最早期由细菌改造藿四醇在形成低碳数本族化合物过程中的产物,常见于富硫化物的缺氧沉积.升藿烷指数定义为C.5/c.l～.sE17a(H),21口(H),22S+22R].升藿烷指数小于0.06代表底水或沉积物指示氧化环境,大于0.1指示缺氧环境[4.(2)姥鲛烷/植烷比值(Pr/Ph):姥鲛烷(Pr)和植烷(Ph)都由植醇分解而成,还原环境中植醇倾向于形成植烷,氧化环境中则优先形成姥鲛烷[4.Pr/Ph>3.0指示次富氧(dysoxic)到富氧(oxic)环境,Pr/Ph<1.0指示缺氧(anoxic)环境,1.0<Vr/Ph<3.0指示过渡环境[4引.某些沉积物中真核叶绿素的植醇半族并不是这两类化合物的唯一来源[4.测定化合物的碳同位素有助于区分姥鲛烷和植烷的母体来源,从而可以更加准确判断古沉积环境的氧化还原条件[4...(3)伽马蜡烷指数:伽马蜡烷是由梨形四膜虫热分解形成的一类生物标志化合物.伽马蜡烷指数定义为:伽马蜡烷/17a(H),218(H),22S+22RC.l藿烷.与1.0<Pr/Ph<3.0指示过渡环境相比,对应的伽马蜡烷指数为0.01～0.05,变化范围太窄,不便于定量区分.因此通常定性描述,如随伽马蜡烷指数的增加,沉积环境的含氧量有减少的趋势...(4)胡萝卜烷含量:特提斯喜马拉雅藏南地区的研究发现,胡萝卜烷含量(8一胡萝卜烷,7一胡萝卜烷)也可以反映沉积环境的变化.缺氧环境盐湖沉积中的藻类有机质输入将极大地增加沉积岩中胡萝卜烷的含量[4.如藏南侏罗纪一白垩纪页岩和泥晶灰岩(相当于Cenomanian—Turonian缺氧层)的Pr/Ph值为0.17,指示缺氧环境,对应8一胡萝卜烷/ nC17和7一胡萝卜烷/nc平均值分别高达39.84和5.76,远高于上下地层的4.20和0.99.3REE指标用来判别古海洋氧化还原环境的REE指标主要是指Ce异常.Ce异常在泥岩研究中应用最多,效果良好[2.'.用于判别古氧化还原环境的微量元素和有机质在碳酸盐岩中含量较低,因此,恢复泥页岩的古沉积环境主要采用微量元素和DOP等指标,而REE指标[1.".]主要用来判别碳酸盐岩的沉积环境.3.1Ce异常的产生三价REE以类质同像进入碳酸盐矿物取代晶格中的Ca抖,或通过吸附作用或络合作用进入碳酸盐矿物.REE通过这种途径从海洋底水进入沉积物时仅发生轻微分异,但氧化还原环境的差异可造成显着的分异,并产生Ce异常].富氧海水中,Ce (III)氧化成Ce(IV),Ce(IV)水解形成高度不溶Ce (OH),导致Ce与La和Pr的分离,从而产生Ce负异常.在贫氧海水中,Ce(III)与其他三价REE之问没有显着的分异,不形成Ce负异常或具轻微正异常.高度不溶的Ce(IV)化合物在进入深海还原环境时将还原成可溶的Ce(III),重新进入水体. 因此,海水中的Ce异常与氧化还原环境有很好的对应关系[2...3.2Ce异常的计算Ce异常是指Ce相对于相邻元素的亏损或富集程度,计算公式为:Cen.I=log(Ce/Ce)sN—log[2Cess/(LasN+PrsN)],式中,Ce是研究样品的测定值,Ce是根据计算公式中所用Ce的相邻元素(本公式为La和Pr)的测定值的内插计算的Ce含量理论值,下标SN表示对各元素含量进行页岩标准化,通常用北美页岩(NASC)和后太古代澳大利亚页岩平均值(PAAS)进行标准化.由于分析精度的原因,Pr数据少有报道,Ce邻近元素Nd比较常见.因此,也可以用:Ce/Ce一3CesN/(2LaSN+NdsN)作为Ce异常指标.'].由于更多地质样品中的Sm检测浓度高于Nd.因此,也有用:Ce/Ce=5CesN/(4LasN+SmsN)来计算Ce异常.此外,还有用:Ce/Ce=2CesN/(LasN+NdsN)[引,Ce/Ce一[cesN/()I/2/(PrsN)]一1[],Ce/Ce=Cess/(LasNNdsN.)[19]等方法来计算Ce异常.虽然多数研究者采用:Ce/Ce=3CesN/(2LasN+NdsN)或Ce/Ce=2CesN/(LaSN+PrsN),但目前在沉积地球化学研究中尚未有一致的表示方法.此外,关于Ce异常计算所用的标准化问题, Wilde等[4认为北美页岩(NASC)标准不能用于缺氧条件下的研究,而倾向于用球粒陨石标准化.3.3Ce异常的影响因素碳酸盐岩在沉积成岩和后生作用中常发生改造,使原有的地球化学性质不能很好地保存.因此,应用Ce异常恢复古海洋环境就有诸多限制条件. 由于微生物氧化和随后的Ce(IV)优先沉淀,可导致矿物岩石地球化学通报海水中Ce负异常r1.研究陕西南秦岭碳酸盐岩的稀土元素特征及其古海洋学时,发现外源的陆源物质对内源的自生沉积有重要影响,在用Ce异常探讨碳酸盐岩的沉积环境时,只能当碳酸盐岩的SiO. <5,A1:O.<1,CaO+MgO+CO:>95时才能应用r5.海相碳酸盐岩的Ce异常与海水pH值密切相关,Ce/Ce与P/PcO共变(Po和Po分别表示研究对象所处年代与现代大气中的CO: 分压),即Ce/Ce值随着海洋pH值的减小而增加,也就是说沉积环境pH值的减小将减小Ce负异常r5.意大利北部Albian—CenomanianCismon剖面灰岩和泥灰岩中发现,沉积速率会影响到沉积物中La的丰度,从而影响到Ce异常的计算r4.3.3.1La异常对Ce异常的影响Bau和Duls—kir2幻指出,晚太古代和早元古代铁建造用公式(Ce/ Ce)sN一2CesN/(LasN+PrsN)时,La的异常会影响到Ce异常的计算结果.他们用Sm,Nd和Pr的含量反推La含量,发现富含金属沉积岩和洋中脊高温热液流体有显着的La正异常r2引.他们就用La 异常对真假Ce异常进行判别r2引.图2为其判别图,可分为五个区:I为无La和Ce异常,0.95<Pr/Pr<1.05,0.95<Ce/Ce<1.05;1I为正La异常和无Ce异常,0.95<Pr/Pr<1.05,Ce/ Ced0.95;III为负La异常和无Ce异常,0.95<Pr/Pr<1.05,Ce/Ce>1.05;IV为正常的正Ce1.21.00,8三0.6O.4O.2一ⅣIIIIVⅡ～O.8O.91.01.1l,21.31.41.5(Pr/Pr,sN据文献[22]和1-48~修改;Pr/Pr一2PrsN/(CesN+NdsN), SN表示PAAS(澳大利亚后太古代平均页岩)标准化, 图中阴影部分代表现代海水图2(Ce/Ce)sN与(Pr/Pr)s相互关系示意图Fig.2Plotof(Ce/Ce)sN.(Pr/Pr)sN77异常,Pr/Pr<0.95,Ce/Ce>1.05;V为正常的负Ce异常,Pr/Pr>1.05和Ce/Ce<0.95.3.3.2成岩后生作用对Ce异常的影响现代海水的REE分布有显着的Ce负异常和HREE富集特征,但这些特征在古代海相碳酸盐岩中很少发现【5.这种现象可能是海水本身的地球化学演化.所致,也可能源于REE在成岩后生作用过程中的重新分配,或者两种影响因素同时存在.新元古代陡山沱组磷块岩中发现,磷质条带,泥质条带和碳酸盐岩胶结物有不同的REE模式,暗示在成岩和后生作用过程中各组分间可能没有发生REE的交换,或者有交换也仅限于条带内.而磷块岩内的磷质碎屑和磷质胶结物,磷质碎屑与白云石胶结物都具有相似的REE模式,这种沉积和成岩期形成的不同组分有相似的REE模式,说明成岩期的改造作用没有影响到磷块岩的原生沉积地球化学特征【2引.由此可见,通过分析沉积期和成岩期不同岩石组分的稀土元素配分模式,或同期不同组分问稀土元素配分模式的差异,可以用来鉴别成岩作用的影响.西澳大利亚晚泥盆世礁相碳酸盐岩稀土元素地球化学特征表明,重结晶会导致文石Sr含量降低而有别于原生的钙质碳酸盐沉积,Sr含量高低与REE 含量变化没有相关性说明成岩过程中Sr的丢失并不伴随有REE的损失;在白云岩化过程中,REE+Y模式发生显着变化,还原性质的流体导致Y的丢失,Ce和其他LREE略微富集.3.3.3分析方法对碳酸盐岩Ce异常的影响由于成分相对单一,在泥页岩沉积古环境研究中通常采用全岩Ce异常,在碳酸盐岩Ce异常的研究中,初期也主要分析全岩Ce异常.由于碳酸盐岩中REE总体含量低,有少量高含REE的泥质碎屑混入,也极大地影响到最终结果[1,57j.因此,目前一般用酸溶方法分离测定可溶解的碳酸盐矿物].Webb和Kamber[指出,全新世礁相微生物岩的碳酸盐岩REE可用来恢复古海洋环境, 关键是要从碳酸盐岩组分中去掉陆源碎屑,自生磷酸盐和铁锰氧化物的影响.Worash和V alerar5]研究埃塞俄比亚北部中生代海侵碳酸盐岩,泥灰岩和泥岩连续剖面时,用0.5mol/LHNO.溶样提取碳酸盐溶液并分析REE含量,发现虽然不纯的碳酸盐岩比纯碳酸盐岩REE含量高出30,但两类样品中各自REE总量的80以上集中于溶液.这个结果与Bellanca等的研究相似,即碳酸盐岩中的铁锰氧化物和部分硅质碎78林治家等/海相沉积氧化还原环境的地球化学识另Ⅱ指标屑中的REE在硝酸溶样过程中进入了溶液,从而影响碳酸盐矿物的REE测定结果.Nothdurft等[48]在研究西澳大利亚Canning盆地晚泥盆纪礁相碳酸盐岩,分别测定了胶结物,微生物岩,层孑L虫骨骼化石和白云岩化碳酸盐岩的REE.用1N的醋酸,2mL15N的二次蒸馏HN0.分别溶样进行对比实验,发现在REE回收率和REE模式并无很大差别,可能是所测定的样品很纯,不论哪种溶样方法对溶液中REE的含量和模式均没有太大影响.特提斯海西北部和大西洋东部边缘上侏罗统珊瑚和海绵微生物岩的薄片鉴定发现,大多数微生物岩中碳酸盐岩碎屑和细粒硅质物含量非常少L1.样品先行粉碎,镜下手选,分别进行浓HF-HN0.全岩溶样处理和醋酸一碳酸盐选择性溶样处理,并用内标进行精度控制,发现两种溶样方法获得的REE含量和REE模式比较接近,显着的差别出现在硅质碎屑含量较高的样品中,说明陆源碎屑对碳酸盐岩中REE含量有较大影响.。
沉积相标志
• 冲洗交错层理：海滩或沿岸沙坝的前滨带上，波
浪反复的冲洗作用造成倾角平缓（一般2－10o）的 纹层，其形态属于大型板状或楔状交错层理。
•丘状交错层理：暴风浪作用所形成的一种向上凸的圆 形状层理，顶面被波浪截切。
•小型层理：<3cm •中型层理：3-10cm •大型层理：>10cm •巨型层理：>100或200cm
•层系组——若干相似的层系组成，无明 显不连续，为相似的沉积环境的产物
Miall（1985）定义的不同级别的界面—限定不同级别的构成单位
序号 界面级别 1 2 3 4 5 6 1级界面 2级界面 3级界面 4级界面 5级界面 6级界面 界面特征 微型-中型底沉积物内界面，相当于交错层系的界面，表示一系列 相似床沙底形的连续沉积，无或少侵蚀，活化面可通过交错前积 层的削蚀和尖灭来识别。 微型-中型底沉积物内界面，相当于简单层系组界面，象征流动条 件或流动方向的变化，即岩性相的变化，无明显的时间间断。 侧向或顺流加积巨型底界面—侵蚀界面，并以一定角度削蚀下伏 的交错层理。侵蚀面上有内碎屑泥砾，上下界面岩性组合相似， 象征大规模活化或增生—点坝增生单元（大型底形生长单元）。 巨型底形的上界面平至上凸状、与下伏1-3级界面低角度削蚀；小 河道的底部冲刷面—点坝（大型底形）界面。 如河道充填复合体下部界面，平坦至微向下凹，局部侵蚀、充填 及底部滞留砾石层—河道单元或成因相或内部构成单位界面。 河道群或古河道谷群的边界面—沉积体系单元界面。
（注：沉积物次生构造——指示成岩环境）
二）化学参数：Eh、pH、盐度、水深、温度、气候
5-4_沉积环境的主要判别标志(7-8)
1.元素地球化学 (1) 古盐度的测定 硼法、元素比值法、 沉积磷酸盐法 (2) 氧化还原条件 (3) 古水深标志 (4) 源区分布 2.稳定同位素 (1)古温度测定 (2)古气候分析 (3)古盐度测定
14/47 (1) 古盐度的测定 硼法: Walker 和 Price（1963）据前人 资料及自己的研究成果证明了粘 土中硼主要富集于伊利石中，并 成功地把硼、伊利石含量和古盐 度联系起来，为盐度的定量计算 奠定了基础。 <100ppm为淡水 200－300ppm为半咸水 300－400ppm为正常海水 >大于400ppm为超咸水
18/47 (3) 古水深标志 用古生态法和遗迹化石标志恢复盆地 的古水深。 元素的聚集与分散与水深度（离岸距 离）有相关性。元素在沉积作用中所发 生的机械分异作用、化学分异作用、生 物生理作用、生物化学作用的结果。
由滨岸向深海，Fe、Mn、P、Co、Ni、Ca、Zn等增加，其中 Mn、Ni、Co、Cu含量升高。海洋沉积物中Mn的分布主要受 沉积环境酸碱度变化和氧化还原电位的控制。一般随pH值增 大，Eh值降低，Mn+2矿物逐渐从海水中沉淀出来。此外沉积 速率也影响着Mn的分布，沉积速率低，从海水中沉淀出来的 Mn被陆源和生物成因的沉积物的稀释程度降低，故沉积物中 Mn含量增高。Co被作为定量估算古水深的标志元素。
第三节 岩矿成份和地球化学标志 一、岩矿成份标志 1.陆源碎屑成分 2.自生矿物和特殊岩石类型 二、地球化学标志 1.元素地球化学在沉积环境分析方面的应用 2.稳定同位素在沉积环境分析中的应用
2/47
一、岩矿成份标志 1.陆源碎屑成分
主要是用显微镜和电子显微镜对岩石和矿物进行显微研究 （精细的组分、结构、构造、微相研究），提供环境分析的可 靠标志，主要包括以下二方面： 1. 陆源碎屑成分 (1)利用矿物的标型特征分析母岩类型 (2) 利用碎屑矿物组合分析母岩类型 2. 自生矿物和特殊岩石类型 (1)自生矿物 (2)特殊岩石类型
5-2 第五章 沉积环境的判别标志
第五章沉积环境的判别标志（二）准同生变形构造指在同生期或成岩期以前，当沉积物还处于塑性状态时，在物理作用影响下发生变形而形成的构造。
引起沉积物发生变形的作用包括:♣差异负载作用♣超负载作用♣沉陷作用♣滑塌或滑动作用♣液化作用♣拖曳作用。
（二）准同生变形构造1.负载构造2.球枕状构造3.包卷层理4.滑塌构造5.砂岩岩墙和岩床6.碟状构造（二）准同生变形构造--1.负载构造负载构造:又称重荷构造，是发育在覆于泥岩层之上的砂岩底面上的一种底痕。
其形状不一，一般呈圆丘状或不规则的瘤状突起，排列杂乱，大小不一，可从几厘米－几十厘米，突起高度几毫米－十几厘米。
与负载构造有关的另一种构造是火焰状构造，其特征是下伏的泥质物呈尖舌状或牛角状挤入上覆的砂质层中。
负载构造是砂层沉积在饱含水的塑性泥层上，在差异负载作用下形成的，常见于浊流沉积中。
重荷构造3/21思考：与冲刷痕的槽铸型比较（二）准同生变形构造---2.球枕状构造在泥质层之上的砂岩层底部，砂质层断开并陷入到下伏泥质层中，形成一些紧密或稀疏排列的球状或枕状体。
（二）准同生变形构造3.包卷层理又称旋卷层理，指夹于未变形层之间的一个沉积层内的纹层具有显著的盘回褶曲或复杂揉皱的一种构造。
其褶曲形态以“宽向斜，窄背斜”为特征。
与滑塌构造不同的是旋卷纹层的纹层虽然强烈褶皱但仍非常连续，无断层、滑动及角砾化现象，而且仅限于一个层内，不涉及上下层。
其成因主要是由于沉积物的液化作用和液化层的侧向流动的结果。
包卷层理（二）准同生变形构造-- 4.滑塌构造已沉积的沉积物主要在重力作用下，沿斜坡发生移动而产生各种变形构造，统称为滑塌构造。
沉积物顺坡滑动结果使岩层发生变形，形成简单的褶曲或复杂的褶皱，有时伴有滑动面或小型重力断层。
滑塌变形构造，可以只发生在一个十几厘米的一个薄层中，也可发生在一个厚达几十米的一套岩层中，分布范围可以是局部的，也可达几公里。
滑塌构造分布于浊流、潮汐、曲流砂坝等环境中。
沉积环境的判别标志课件
安山岩 玄武岩
重矿物 辉石、角闪石
轻矿物
安山岩或玄武岩岩屑、中性和基性斜长 石
橄榄岩 重矿物 尖晶石、铬铁矿、橄榄石、紫苏辉石
辉长岩 轻矿物 基性岩岩屑、基性斜长石、蛇纹石
变质岩
重矿物 蓝晶石、十字石、硅线石、石榴石 轻矿物 具波状消光和镶嵌结构的石英
沉积岩
重矿物
锆石(圆)、金红石、石榴石、电气石(较 圆)
沉积环境的判别标志课件
(3) 古水深标志
一般方法：古生态法和遗迹化石标志 原理：元素的聚集和分散与水深和离岸距 离有一定的关系。
由滨岸向深海，Fe、Mn、P、Co、Ni、 Ca、Zn、Y、Pb、Ba 、Cu增加，其中Mn、Ni、 Co、Cu元素含量升高趋势特别显著。
沉积环境的判别标志课件
2、稳定同位素在分析沉积环境中的应用
沉积环境的判别标志课件
试对比四种胶结类型在颗粒接触关系、颗粒 间连接方式、颗粒支撑性质、填隙物数量及压 实压溶强度的特征。
沉积环境的判别标志课件
碎屑颗粒支撑类型
沉积环境的判别标志课件
试对比颗粒支撑和杂基支撑在流体性质、搬运方式、 沉积特点、水动力条件、沉积环境、颗粒接触关系、 粒间填隙物特征、油气储集性能等方面的差异。
不同成因碎屑沉积的累积曲线
沉积环境的判别标志课件
0.001
mm
概率值累 积曲线
沉积环境的判别标志课件
海滩砂的 粒度概率图
海滩沙丘砂的 粒度概率图
沉积环境的判别标志课件
波浪带浅海砂 的粒度概率图
密西西比河三角洲 河口砂坝及河道砂
的粒度概率图
沉积环境的判别标志课件
现代河道砂 的粒度概率图
浊流沉积的 粒度概率图
第五节沉积环境的主要判别标志
原生沉积构造：沉积物沉积时、沉积后不久、固结前形成的构造。
能反映沉积时的沉积介质类型和能量条件。
是判别沉积相（沉积环境）的重要标志。
次生沉积构造：在沉积物压实或成岩过程中生成的沉积构造，它反映成岩环境。
物理成因的沉积构造：在流体流动、重力等物理因素作用下而产生的沉积构造（原生）。
化学成因的沉积构造：由结晶、溶解、沉淀等化学作用形成的沉积构造，其中，大多数是在沉积物压实和成岩过程中生成的, 属于次生沉积构造。
生物成因的沉积构造：生物活动或生长而形成的构造（原生）。
前积纹层形态及其控制因素随介质能量的减弱和悬浮载荷的增加，前积纹层形态：直线型→切线型→凹型→S 型按波脊形态，分为5－6类：随水深减小和流速增大，直线形→波曲形→链形→舌形→新月形→菱形。
逆行砂丘：浅水急流(Fr>1)，其水面波形与底形波痕一致（属同相波），与一般波痕形成作用相反，背流面一侧侵蚀，向流面一侧进行堆积。
所以实际上它是向上游方向移动的，故称为逆行沙丘。
它多见于海滩、潮坪、河流环境。
B、波浪波痕是由波浪作用于床沙表面而产生的波痕，据其对称程度可分为：对称波浪波痕和不对称波浪波痕。
对称波浪波痕：是由水体振荡运动形成、流体质点在表面呈园形轨道，向下变为来回运动，反复作用结果形成“人”字形内部构造和对称形态。
不对称波浪波痕：是由水体运动时往复速度不同而造成的。
在滨岸地区，由于水体运动受海底摩擦作用的影响，波浪向陆的速度大于向海运动的速度，故波痕形成方式和单向水流的波痕相似，内部只有一个方向的前积层。
可以按直线形流水波痕的描述方法进行。
不对称浪成波痕和水流波痕的区别：①浪成波痕的波脊多出现分叉与会合的特点,水流波痕波脊则多中断并被别的脊代替；②浪成波痕的波长多小于4.5cm, 波痕指数（RI） <15, 而水流波痕的RI>15,浪成波痕的对称指数RSI <3.8, 而水流波痕的RSI >3.8；③浪成波痕的前积纹层往往表现为成束的分枝状, 并且通过波谷延伸到相邻波痕的翼部上。
判别沉积环境的标志
1. 岩石的颜色 2. 岩石的矿物成分和岩石类型 3. 岩石的结构（支撑性、粒度、分选性、 磨圆度等） 4. 沉积岩的构造（原生的层理和层面构 造） 5.古生物标志
1.岩石颜色与沉积环境
颜色
含有物
沉积环境
黄—棕—红 紫
氧化铁、氢氧化铁 氧化铁、氢氧化铁
强氧化、海底火山喷 发、陆源红色物质
眼构造等
交错层理
水平层理
潮坪 重荷模、包 卷层理、滑 塌构造、水 成岩墙、递
滩、坝、 变层理（几 深水底流 种同时出现 泻湖、深水 最明显）
低能
块状层理
台地边缘斜坡 相、碓相
上部有较大 数量的垂直 重 或弯曲虫孔 力 流 水平虫孔很
发育
复杂的、弯 曲的、螺旋
状爬迹
潮间 潮下 稳定深海
沉积构造 环境 帐蓬构造 潮坪
4.沉积构造的分类（曾允孚等，1986）
流动成因构造
物理成因构造 同生变形构造
化学成因构造 生物成因构造 曝露成因构造
复合成因构造
一、层理构造
1.重荷模构造
1.块状层理
2.包卷构造
2.韵律层理 3.粒序层理 4.水平层理 5.平行层理 6.波状层理 7.交错层理 二、层面构造
3.砂球和砂枕构 造
4.碟状构造 5.滑塌构造 6.帐篷构造 7.鸡笼铁丝 8.网状构造
来自变质岩的石英常具有波状消光，无气、液相包体或有
变质矿物包体；可见特征的针状、长柱状（电气石、硅线石、 蓝晶石）包体。
含绿泥石的石英多来自脉石英；而含非常多的水泡或气泡
的石英（乳白色）几乎全是来源于热液脉。
有自生加大边残余的石英（长石）是来自沉积岩的。
岩屑：解释母岩性质、追踪物源区。
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首页>>电子教材>>本章内容第五章 沉积环境的主要判别标志第一节 沉积构造标志一、沉积构造的概念及分类沉积环境（相）分析:对指示环境的标志进行分析，与沉积环境模式进行比较，从而恢复古代沉积环境的方法。
成因标志:指具有成因意义,能反映其形成环境条件的各种特征。
包括沉积岩的颜色、成分、结构、构造、化石、古生态、接触关系、沉积序列（剖面）以及沉积岩体的形态分布等，但概括起来可归属为物理的、化学的、生物的三方面标志。
沉积构造:由沉积物的颜色、成分、结构的不均一性而形成的岩石宏观特征。
其规模一般较大，多在野外露头上及岩芯中可直接进行观察和测量。
根据其形成时间划分为:原生沉积构造和次生沉积构造。
根据沉积构造的成因性质可分为三类:物理成因的沉积构造化学成因的沉积构造生物成因的沉积构造原生沉积构造：沉积物沉积时、沉积后不久、固结前形成的构造。
能反映沉积时的沉积介质类型和能量条件。
是判别沉积相（沉积环境）的重要标志。
次生沉积构造：在沉积物压实或成岩过程中生成的沉积构造，它反映成岩环境。
物理成因的沉积构造：在流体流动、重力等物理因素作用下而产生的沉积构造（原生）。
化学成因的沉积构造：由结晶、溶解、沉淀等化学作用形成的沉积构造，其中，大多数是在沉积物压实和成岩过程中生成的, 属于次生沉积构造。
生物成因的沉积构造：生物活动或生长而形成的构造（原生）。
二、物理成因的沉积构造（一）流动构造是沉积物在搬运和沉积过程中，由于介质的流动而在沉积物表面或内部形成的构造。
流动构造是最重要和最常见的沉积构造。
(1)层面构造在沉积岩的顶面或底面上形成的构造。
如：波痕、细流痕、剥离线理、冲刷痕、压刻痕。
1. 波痕由水流、波浪或风的作用，在沉积物表面形成的波状起伏痕迹。
（一）流动构造 （1）层面构造 1. 波痕 2. 细流痕 3. 剥离线理 4. 冲刷痕 5. 压刻痕 （2）层理构造1. 层理构造的术语2. 层理构造的类型 （3）再作用面构造 （二）准同生变形构造 （三）暴露构造波痕形态要素脊点（C, D）：最高点 谷点(A, B)：最低点向流面：面向流动方向的缓倾斜面 背流面：背向流动方向的陡倾斜面波长（L）：相邻的两个脊点之间的水平距离 波高（H）：波痕的脊点与谷点之间的垂直距离 波痕指数（RI）：波长与波高之比（L/H）对称指数（RSI）：向流面水平投影长度与背流面水平投影长度之比（L1/L2）波痕的内部构造及形成机理及实例首页>>电子教材>>本章内容前积纹层形态及其控制因素随介质能量的减弱和悬浮载荷的增加，前积纹层形态：直线型→切线型→凹型→S型波痕的类型:首页>>电子教材>>本章内容水流波痕按大小分为：大型水流波痕：波长60～30cm,波高为6～1.5m，波痕指数大于15。
主要产生于中、粗粒床沙中。
巨型水流波痕：波长大于30m，波高可达数米，波痕指数大于30。
波脊以直线形为主，多分布在较深的浅海和大型河流中。
逆行砂丘：浅水急流(Fr>1)，其水面波形与底形波痕一致（属同相波），与一般波痕形成作用相反，背流面一侧侵蚀，向流面一侧进行堆积。
所以实际上它是向上游方向移动的，故称为逆行沙丘。
它多见于海滩、潮坪、河流环境。
B、波浪波痕 是由波浪作用于床沙表面而产生的波痕，据其对称程度可分为：对称波浪波痕和不对称波浪波痕。
波痕的大小、形态、对称性、介质类型各有不同。
按介质类型分为： A.水流波痕; B.波浪波痕;C.干涉波痕和改造波痕;D.弧立波痕;E.风成波痕A.水流波痕（由单向水流产生）按大小，分4类：小型水流波痕、大型水流波痕、巨型水流波痕、逆行砂丘。
按波脊形态，分为5－6类：随水深减小和流速增大，直线形→波曲形→链形→舌形→新月形→菱形。
看看图片1首页>>电子教材>>本章内容不对称波浪波痕：是由水体运动时往复速度不同而造成的。
在滨岸地区，由于水体运动受海底摩擦作用的影响，波浪向陆的速度大于向海运动的速度，故波痕形成方式和单向水流的波痕相似，内部只有一个方向的前积层。
可以按直线形流水波痕的描述方法进行。
对称波浪波痕：是由水体振荡运动形成、流体质点在表面呈园形轨道，向下变为来回运动，反复作用结果形成“人”字形内部构造和对称形态。
首页>>电子教材>>本章内容首页>>电子教材>>本章内容不对称浪成波痕和水流波痕的区别： ①浪成波痕的波脊多出现分叉与会合的特点,水流波痕波脊则多中断并被别的脊代替；②浪成波痕的波长多小于4.5cm, 波痕指数（RI） <15, 而水流波痕的RI>15,浪成波痕的对称指数RSI<3.8, 而水流波痕的RSI >3.8；③浪成波痕的前积纹层往往表现为成束的分枝状, 并且通过波谷延伸到相邻波痕的翼部上。
C.干涉波痕和改造波痕干涉波痕：浅水区不同方向的波浪或水流，同时或基本同时地联合作用形成干涉波痕。
由于作用强度、方向、先后不同，形成格子状、梯状、网格状状等干涉波痕 。
改造波痕：在水流及浪基面变化的情况下，先生成的波痕受到改造而形成改造波痕，如双脊波痕，削顶波痕。
干涉波痕和改造波痕常出现于前滨或潮间带。
D.孤立波痕：在泥质物表面上由于沙供应不足而形成的不连续底形，弧立波痕与正常波痕相似，但它们发育不全，波高较低，因此波痕指数较大，构成透镜状层理。
有直、长而平行的脊，形态不对称。
L=2.5－25cm,H=0.5－1cm,RI=10－70。
其内部构造和水流波痕相似，但内部构造不清楚（砂为主），粗颗粒分布在波脊。
发育于沙漠、海岸、干旱—半干旱气候下的河流等环境。
A-3(waverip,单向水流波痕作用).mov －“见动画”2. 细流痕由细小水流的刻蚀作用所形成的表面侵蚀痕迹。
当沉积物表面暴露时，水便从沉积物中溢出，形成细水流，侵蚀而形成细流痕。
细流痕具有不同的形状，如树枝状、网状。
指示沉积物表面间歇短期暴露。
常见于潮间带、海滩、湖滨、泛滥平原。
3. 剥离线理彼此平行的线状浅沟和低脊或颗粒弱定向排列而成。
与平行层理伴生出现，即分布在平行层理的层面上，是急流环境的良好标志。
分布于海滨、湖滨、三角洲平原和浊流沉积中。
4. 冲刷痕水流在泥质沉积物表面冲蚀出来的痕迹称为冲刷痕，风化露头上，在其上覆砂岩层的底面以凸起的铸型保留下来。
包括槽铸型（槽痕）、纵向脊（沟铸型）。
槽铸型：由舌状突起体组成，突起的上游一端呈浑圆状，突起稍高，向下游端变宽和变缓。
大量发育于浊流环境中，是良好的古流向标志。
纵向脊（沟铸型）: 由一系列平行水流方向的紧密排列的连续低脊。
首页>>电子教材>>本章内容5. 压刻痕（2）层理构造层理构造定义：垂直于层面方向，由沉积物的成分、颜色、粒度等显示出来的纹理特征。
水流携带的物体在松软的沉积物表面运动时所刻蚀出来的痕迹（工具痕）。
可分为：沟痕(铸型)、Ｖ型痕(铸型)、戳痕(铸型)、弹跳痕(铸型)。
最常见的是沟痕，它是物体在沉积物表面连续刻划而形成的沟，在上覆砂岩底面保存铸型。
压刻痕主要见于河流环境。
首页>>电子教材>>本章内容1. 层理构造的术语2. 层理的分类按成分层和结构，分为简单层理和复合层理简单层理 ：由2个或2个以上成份相似的层系（层理）叠置而成。
如交错层理。
复合层理：由2个或2个以上成份不同,但成因上有联系的层系（层理）组成。
如脉状、波状、透镜状层理。
按综合因素，分为：1）交错层理 2）爬升波痕层理 3）递变层理 4）平行层理 5）水平层理 6）均匀层理 7）脉状、波状、透镜状层理 8）砂泥互层水平层理 9）韵律层理1）层理的分类·交错层理由一系列与层理面斜交的纹层组成的沉积单元，主要见于碎屑岩和颗粒碳酸盐岩中，是高能的产物。
交错层理的分类：根据交错层理单位大小（即层系厚度）分为： 小型交错层理: 层系厚度小于5cm 大型交错层理: 层系厚度5cm－1m 根据交错层理单位的界面分为：组成层理构造的单位包括：纹层（细层）、层系（单层）、层系组（层组）纹层:最小单元，其上、下被纹层面所限，一个纹层有比较均一的成分和结构，厚度1mm到数毫米,纹层断面有直线形、切线形、凹形、S形，纹层与层面的关系可以是平行的，也可是斜交的。
层系：基本单元，由形状相似的纹层组合而成。
层系内成分和结构也较一致或具粒序。
相邻的层系被层理面（或层面）分开。
层理面代表最小级别的沉积间断面。
层理面可以是平行的或倾斜的，层系厚度数毫米到数米，它们是在物理条件大致不变的情形下形成的。
层系组：由2个或2个以上的层系组成，相邻层组以层系组面（岩层面）为界，代表比层理面间断面时间稍长的间断面。
测量地层产状的面，分层面。
首页>>电子教材>>本章内容板状、楔状、槽状、波状交错层理。
板状交错层理：层系间界面呈平面，相互平行,层系内纹层倾向相同，大致反映单向水流，垂直水流方向剖面上，似“水平层理”(粒度、能量 )。
（右图a）楔状交错层理：层系间界面呈平面，但其界面之间互不平行，使层系呈楔形。
平行水流方向，纹层与界面斜交，垂直于水流方向，与界面大致平行或斜交。
（右图b）槽状交错层理：层系界面为曲面，上下界面之间相互平行或斜交，层理本身为一槽状，纹层平行于层系面（弯曲）。
平行水流方向，纹层呈较缓弧形，倾向一致，垂直水流方向上纹层呈槽状。
（右图c） 波状交错层理：层系界面呈波状，层系内的纹层可与界面相交，也可与底面大致平行的波状面。
属小型交错层理。
确定交错层理的类型，要在三度空间进行观察和描述，因同一类型的交错层理在不同断面上反映的形态是不同的。
（下图）C-1(rswave, 板状交错层理).mov －“见动画” C-2(rdune, 楔状交错层理).mov－“见动画” C-3(rcflow,槽状交错层理).mov－“见动画”首页>>电子教材>>本章内容2）层理的分类·爬升波痕层理由向上相互叠覆的波痕组成。
条件是悬浮沉积物丰富，使波痕向前迁移，并向上相互叠覆。
分为：同相位爬升波痕层理和迁移爬升波痕层理。
同相位的爬升层理：纵向上叠置（像叠层石），表明 迁移不明显。
迁移的爬升波痕层理：纵向上斜列（叠瓦状），表明 迁移不明显。
A-3(waverip,单向水流波痕作用).mov －“见动画”C-4(clmbrip,爬升波痕层理).mov －“见动画”板状、楔状交错层理实例3）层理的分类·递变层理也叫粒序层理。
以粒度递变为特征。
一组递变层的厚度几厘米－几十厘米。
可分为正向递变层理和反向递变层理。
正向递变层理：下粗上细，常见于浊流、河流、海滩、三角洲环境。