沉积岩成分与构造背景
控制地质历史时期沉积岩演化的因素有很多，诸如大气圈和水圈的变化、侵蚀速率、物源成分、再沉积过程等。归纳起来有两个最重要的因素，其一是构造背景，其二是气候背景。沉积岩的物理、化学及生物特征归根结底是由物源区的沉积物特征和沉积环境（sedimentary environment）这两个因素决定的，而这两个因素均直接受到构造背景和气候背景的控制。
构造背景是指从物源区到沉积盆地（sedimentary basin）整个区域所在的构造部位及其活动阶段。通常情况下，如果某地处在构造持续抬升部位，那么风化剥蚀将会使该地的岩石由浅至深依次成为母岩。如果抬升前该处曾是一个接受沉积的盆地，那么最先成为母岩的将是沉积岩，接着可能是由它变质成的变质岩，再往后是构成原盆地基底的岩石。如果抬升处曾有岩浆侵入，那么依次成为母岩的就可能是浅成岩和深成岩，如此等等。因此，母岩成分或母岩类型基本上是随抬升部位地壳演化史和抬升速率、抬升幅度而变的，而母岩成分又会直接影响到原始物质、尤其是碎屑物质的构成。
另一方面，沉积作用多在一定的沉积盆地内发生。沉积盆地是地球表面长期沉降和接受沉积或发生沉积作用的地区。广义的 “盆地” 又可分为原生沉积盆地（其边缘为沉积边缘）和后生盆地（由于后期构造运动产生的、具有盆地形态的一种向斜构造，与沉积作用无关，其边缘是构造抬升引起剥蚀形成的边缘）。沉积盆地能容纳多少沉积物取决于它的可容纳空间（accommodation），这个空间可用当地侵蚀基准面（base level of erosion）到盆地基底之间的距离来衡量。以浅海为例，那里的侵蚀基准面大致与海平面或被海水均夷了的陆架表面一致，其可容纳空间就是全球海平面和基底垂直升降运动的函数。在全球海平面不变的情况外，如果基底相对静止，这个浅海盆地将会很快被填满，沉积物的厚度就很有限。如果基底抬升，可容纳空间减小，原有沉积物将被剥蚀；只有基底持续沉降，可容纳空间才能不断增大，沉积物厚度才能随之增厚。这样，地壳在什么部位、什么时间沉降以及沉降的速率和幅度就成了沉积物分布格局的另一个主要控制因素。事实上，物源区、沉积盆地和其间的搬运路径总是共存于一个更大的构造体系中，沉积岩的整个形成过程和它最后的物质构成都要受这个体系的制约。试想，若构造运动使物源区和沉积盆地相对快速升降，整个地形剧烈起伏，那么在相同气候条件下，物源区和搬运路径上的搬运能力（如水流速度）将增大，结果是母岩剥蚀速率加快，可被搬运和沉积的最大碎屑将变粗，搬运距离缩短，沉积物将很快堆积并被掩埋，即使气候湿热，化学风化也来不及深入进行，母岩中的不稳定矿物将有更多机会以碎屑形式保留在沉积物中，所有碎屑所经历的搬运改造也比较轻微。相反，若相对升降运动较为缓慢或趋于停止，那么风化剥蚀将会使起伏地形逐渐夷平，结果将使搬运距离加长，搬运力减小，沉积物堆积和埋藏速度降低，不稳定矿物就会遭受更长时间的分解，保留下来的机会也就随之减少，所有碎屑在搬运途中受到的改造也要增强。例如，在大陆裂谷的盆－岭体系中，地壳的相对升降运动强烈，紧邻盆地两侧的大陆断块（主要由大陆基底的结晶岩系构成）是其物源区，沉积盆地基本上是内陆坳陷，沉积物中就常见粗大砾石，砂质沉积物中斜长石、碱性长石、石英的含量都比较高，还常出现角闪石、黑云母等暗色矿物，大大小小的碎屑也多带棱角。当大陆裂谷经海底扩张、大陆漂移发展到被动大陆边缘的浅海盆地时，物源区的构造已很稳定，地势也趋势于平缓，沉积物中只有少量较小的砾石，砂质沉积物中的石英常可达60％～70％以上，长石也主要是碱性长石，暗色矿物则基本绝迹，碎屑外形也多变得圆润光滑。其他构造体系中的沉积物形成作用也莫不遵循这个基本法则。现在，碎屑沉积物的整体粒度、成分和被改造程度以及它们的空间分布与该构造体系的对应关系已成为研究区域构造运动的一个重要出发点。对母岩风化的溶解物质而言，情况较为复杂，尽管理论上溶解离子的类型也与母岩有关，但如果它们不结合成新的矿物沉淀出来就不会留下任何地质记录，而哪些离子在什么条件下可以结合则要受化学或生物化学规律的支配，而且反应物常常还包括有大气中的CO2、O2等活性气体和水，也就是说，沉淀矿物与母岩中的被溶矿物已经没有必然联系。由于这个原因，任何化学性沉积物都没有与自己对应的母岩。但是，不论在哪种构造背景中，自元古宙晚期至今的化学性沉积总是以碳酸盐沉积最常见，其次是硅质沉积或可溶盐类沉积，这是由地壳中元素丰度、化学性质和自那时以后的地球表生环境共同决定的。最后，沉积物在埋藏成岩过程中，温度和压力随上覆沉积物厚度的增大而上升显然也要受控于沉降。在大陆裂谷这样的地壳活动部位，地热增温率常常较高，最大可达3℃/100m以上，而被动大陆边缘这样的地壳相对不活动部位，地热增温率则较低，常常只在1.5℃/100m左右。以沉积岩平均密度计算，埋深每增加1000m，负荷压力将增加27.5MPa。另外，埋藏沉积物中孔隙水的化学成分因温压和沉积物成分的不同而不同。所有这些与构造运动有关的因素都可影响成岩作用的进程以及沉积岩和变质岩间的界线深度，因而也就控制了沉积岩在不同构造部位的最大可能厚度。
气候背景是指一个较长时间段内出现在大气中的各种物理现象的总和，其中最具影响力的是气温和降水，其次是风。在原始物质的生成阶段，气温和降水通过控制风化作用性质、风化速率和动植物分布从而控制着原始物质的类型和数量。在炎热多雨的气候中，物理风化、化学风化都很剧烈，母岩会很快解体，不稳定成分很快分解消失，相对稳定的成分也会大量溶蚀，从而形成较多溶解物质和不溶残余物质，碎屑物质的粒度也偏细。相反，在寒冷干旱的气候中，化学风化很缓慢，不稳定成分常可保留，各种成分的碎屑都可出现，粒度也偏粗。在现代大陆架上，卵石和泥分布最多的地区就分别处在寒冷和炎热的气候带中。在沉积作用阶段，气候的影响同样强烈。首先，碎屑和不溶残余物质在搬运过程中会继续受到风化，其次，降水量直接决定了地表径流的规模，继而影响从母岩区将风化产物搬向沉积盆地的能力、速度和距离。在降水稀少的沙漠和其他植被稀少的裸露地区，水的搬运很次要，而风的搬运却很惊人。我国著名的西北第四纪黄土高原和雕塑有乐山大佛的四川白垩纪红色砂岩就是风力搬运的结果。风还是波浪、风暴和大多数沿岸海流的动力来源，对相关沉积物的形成也具有很强的控制作用。对溶解物质而言，气候的影响更为明显，通常是降水量愈少、温度愈高（蒸发量愈大），将会使溶解度愈大的矿物沉淀出来。现在被深埋在地下的石盐、钾盐、石膏等易溶盐类沉积几乎都是过去蒸发量大于降水量的环境产物，即使是最常见的、与化学过程密切相关的碳酸盐沉积也主要产在温暖气候带中。不仅如此，作为最大沉积盆地的海洋，其海平面还会因全球气候的冷暖变化而波动。有人计算过，如果今天大陆冰川全部融化，全球海平面就会上升66m，大约7％的大陆面积将被淹没。许多人认为，地质历史中多次出现的幅度达100～200m的全球海平面升降变化的一个重要原因就是气候导致的大陆冰川体积的消长。显然，全球气候变化必将迫使风化作用、沉积作用和沉积物分布格局全都做出相应调整。沉积物被埋藏以后，气候的影响将逐渐减弱，但顶部暴露的浅埋沉积物则会受大气淡水的强烈影响，某些未经埋藏而在沉积物表层完成的固结过程则只可能出现在温暖的气候背景中。
沉积岩的物质成份包括以下四类：
（1）碎屑物质：主要是由一些原生矿物(如石英、长石等)组成的岩石碎屑；
（2）粘土矿物：高岭石、蒙脱石、水云母；
（3）化学沉积矿物：方解石、白云石、石膏、岩盐、铁和锰的氧化物或氢氧化物等；
（4）有机物质或生物遗骸：沉积岩中特有的物质。
沉积岩的结构有四种类型：
（1）碎屑结构：由碎屑物质和胶结物质组成；
（2）泥质结构：50%以上由<0.005mm粘粒组成；
（3）结晶结构：由化学沉积物质的结晶颗粒组成的岩石结构；
（4）生物结构：由30%以上生物遗体或碎片所组成的岩石结构。
沉积岩的构造是指沉积岩各个组成部分的空间分布和排列方式。主要有以下类型：
（1）层理构造：岩石各组成部分在颜色、矿物成分、碎屑颗粒大小等方面的差异变化所形成的成层性，又可分为平行层理、交错层理等；
（2）递变层理：同一层内碎屑颗粒逐渐由粗变细的层理特征；
（3）波痕与泥裂，是沉积岩层面上的构造特征；
（4）结核：是在成分、结构、颜色等与周围有显著差异的矿物集合体，是成岩阶段物质成分重新分配的产物。
沉积岩成分的研究在沉积学领域一直占有重要的位置。20世纪60年代板块构造理论的兴起，为各地质学科注入了新的生机。20世纪70年代以来，沉积岩成分特征与板块构造关系的研究便应运而生。它将沉积岩成分的物源意义与板块构造背景下的沉积盆地类型紧密地联系在一起，并将沉积岩成因的大地构造属性分析拓展到与全球构造相对应的更为广阔的应用领域。
1.砂岩矿物成分与构造背景
1970年，迪金森根据杂砂岩（硬砂岩）和长石砂岩的研究，首次提出了砂岩构造背景分析的“碎屑模型”和“颗粒指数”概念。1974年澳大利亚的克拉克以各种杂砂岩为研究对象，采用Q-F-L图解，讨论了用砂岩碎屑组分进行构造背景分析的基本原理，并根据构架颗粒中石英和SiO2含量及K2O/Na2O比值，将杂砂岩分为三类，并对应于不同的板块构造环境（表9-3）。
表9-3 复理石组合中杂砂岩成分与大陆边缘类型的关系
（据李继亮，1982；转引自马文璞，1992）
图9-7 不同类型物源区的砂岩平均碎屑矿物成分分布三角图
（据W.R.Dickinson，1985；转引自孟祥化和葛铭等，1993）
颗粒类型符号：Qt—石英颗粒总数（Qm＋Qp）；Qm—单晶石英；Qp—多晶石英质岩屑；F—单晶长石总数（P＋K）；P—斜长石；K—钾长石；Lt—多晶质岩屑（L＋Qp）；L—不稳定岩屑（Lv＋Ls）；Lv—火山岩屑；Ls—沉积岩和变质沉积岩岩屑
迪金森等（1979）根据已知构造背景的现代和古代砂岩的4000 多个样品统计分析，确定出碎屑—物源区—板块构造三位一体的分类方案。1983年，他又利用7500个古代砂岩数据，对1979年的模型作了进一步完善。他分析了晚前寒武纪至新近纪北美主要构造发生时期及性质，编制出8张碎屑模型-古构造图。目前，迪金森（1979，1983，1985）的碎屑模型和板块构造物源区的研究，已成为流行最广的方案（表9-4；图9-7，图9-8）。
表9-4 迪金森主要蚀源区划分
（据W.R.Dickinson，1979）
2.碎屑岩化学成分和构造背景
近年来，国内外一些学者应用比较沉积学和比较大地构造学观点，对沉积物质的成熟度、微量元素的分配类型、稀土元素分布模式、砂岩的常量元素等方面进行了研究，其成果为物源区及其板块构造背景的分析提供了重要的信息。
（1）砂岩的化学成分分析
巴蒂亚（M.R.Bhatia，1983）根据现代和古代不同构造部位的大量砂岩的岩石化学数据归纳总结出大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘4类典型的平均化学成分（表9-5），其图解模型如图9-9所示。这些砂岩化学参数主要有5种：w（Fe2O3＋MgO）、w（TiO2）、w（Al2O3）/w（SiO2）、w（K2O）/w（Na2O）和 w（Al2O3）/w（CaO＋Na2O），其中以w（Fe2O3＋MgO）分别对w（TiO2）、w（Al2O3）/w（SiO2）两组参数对所显示的图解分区重叠最小，效果较好。在表9-5和图9-9中，D型主要反映次稳定型建造的砂岩化学成分特征；A、B、C型主要代表非稳定型建造的砂岩化学成分特征。
图9-8 根据Q-F-L和Qm-F-Lt图解划分的板块构造物源区类型
（据W.R.Dickinson，1983；转引自孟祥化和葛铭等，1993）
Qm—单晶石英；Q—石英；F—长石；L—岩屑；Lt—为L＋Qm
表9-5 各种构造环境砂岩的平均化学成分及参数值
（据M.R.Bhatia，1983；转引自孟祥化和葛铭等，1993）
图9-9 砂和砂岩构造环境判别的主要化学成分分布图
（据M.R.Bhatia，1983；转引自孟祥化和葛铭等，1993）
A—大洋岛弧（方块）；B—大陆岛弧（三角）；C—安第斯型大陆边缘（星）；D—被动大陆边缘（黑圆点）
（2）微量元素和稀土元素分析
稀土元素（REE）以具稳定的地球化学性质为特征，除在特殊的风化壳或大陆上强烈的风化残余物（如残积铝土矿）中发生富集或贫化外，一般在沉积岩中受成岩及成岩后的各种改造作用的影响很小，甚至到高级变质作用的麻粒岩相，REE才有微弱的活动性。因此，REE的分布特征反映建造的“原始”性质和物源特点。在表生条件下，它们在母岩中的丰度和物源区的风化条件是沉积物中REE的主要控制因素，这两者同时又受构造背景的制约，构造环境的稳定与否，既控制了沉积建造的物质来源，又决定了稀土元素在表生条件下的相对“停留”时间，从而影响REE的丰度和分馏程度。
判别各种构造背景的沉积组合时，可以采用巴蒂亚（1985）归纳的不同构造背景下的杂砂岩的REE特征值（表9-6）和模式曲线（图9-10）进行鉴别。
从次稳定型的被动大陆边缘至活动型的大洋岛弧区，w（REE）、w（LREE）/w（HREE）、w（La）/w（Yb）等特征值明显降低，而w（Eu）/w（Eu）则显著升高；在REE模式曲线图上，Eu从明显的负异常变到无亏损，曲线的斜率逐渐减小。
在稀土元素分析中，泥质岩的稀土元素分布同砂岩一样，用于鉴别沉积类型具有较好的效果。泥质岩作为机械分异的最终产物，在风化—沉积旋回中经历过“充分”的均匀化作用。在各类沉积岩中，泥质岩的REE含量为最高，其REE平均值约占上陆壳的20%，可以反映沉积组合中REE的平均分布。
表9-6 各种构造背景的杂砂岩的REE含量（wB/10-6）及参数表
（据M.R.Bhatia，1985；转引自孟祥化和葛铭等，1993）
在利用REE模式曲线和特征值判别建造的构造环境时，应注意其应用范围，目前主要限于太古宙之后的沉积建造。这是由于在研究 REE 与地壳演化的关系时发现，REE在太古宙之后的沉积建造中变化不明显，且均无Eu的异常。
巴蒂亚（M.R.Bhatia，1986）通过对澳大利亚东部塔斯曼褶皱带的研究，总结了沉积岩的微量元素及其与源区类型和构造背景的关系，做出了利用微量元素进行构造环境判别的图解。
图9-10 各种构造位置杂砂岩的球粒陨石标准化曲线（上）和后太古宙澳大利亚页岩（PAAS）的球粒陨石标准化曲线（下）
（据M.R.Bhatia，1985；转引自孟祥化和葛铭等，1993）
3.硅质岩稀土元素与构造背景的关系
海洋中不同环境和不同深度的REE含量和分布模式都有一定的差别。H.Martin等认为海洋中的REE主要来源于河水的补给。
大洋海水相对于河水和陆棚海水有3 方面的差异：①REE总量降低；②铈（Ce）的亏损；③HREE 相对于 LREE 富集。其中，Ce的亏损或富集最为明显。在河水中，无论是悬浮质还是溶解质，REE都不显示Ce的负异常，而海水Ce则可表现出明显的亏损。然而并非所有地区海水都如此，Fleet认为只有开阔大洋海水才能出现明显的Ce负异常。戈尔德贝格（E.D.Goldberg）等曾注意到北大西洋2个站位的8个海水样品具明显的Ce负异常（Ce平均值为0.32×10-6），而临近大陆的海洋如波多黎各海槽、巴伦支海（欧洲）等的海水中Ce浓度正常。另外，在洋中脊附近，海水的Ce负异常最为显著。
REE从海水中迁移进入沉积物的主要途径是通过海水中REE结合进入生物相和自生矿物相。如果从海水向沉积物的元素迁移过程中，REE没有发生明显的分馏，沉积物的REE则可以继承海水的REE特征。下面分别简要介绍一下Shimizu等和Murray等的研究结果。
Shimizu等对深海钻探计划（DSDP）钻孔中的硅质沉积物进行REE分析。在太平洋中部的5个样品中，有3个白垩纪-渐新世燧石样品，Ce的含量分别为0.21×10-6、0.29×10-6和0.32×10-6。两个从放射虫软泥中分离出来的硅质微化石样品（分别是渐新世和始新世）Ce为0.22×10-6和0.24×10-6。因此太平洋样品均显明显的Ce负异常。取自加勒比海的一个DSDP燧石样品（始新世）Ce的含量为0.47×10-6，显较弱的负异常。Shimizu等将上述燧石和硅质化石的REE值与陆地燧石的REE进行了比较，陆地样品中有两个是日本岐阜三叠纪-侏罗纪燧石，一个是加拿大安大略二叠纪-三叠纪燧石。结果这些陆地燧石Ce的含量分别是1.0×10-6、1.2×10-6和1.4×10-6，无负异常或显正异常，与深海燧石截然不同。
图9-11 昌宁-孟连带硅质岩的铈（Ce）异常变化
（据钟大赉等，1998）
Shimizu等因此提出Ce的负异常是指示燧石是否形成于海洋环境的良好指标。他们认为加勒比海燧石的Ce弱负异常是因为加勒比海区与大洋之间被岛链隔离所致。根据REE的分布模式，Shimizu等推测那些陆地燧石形成于海岸、边缘海或内陆海环境。
Murray等对美国西海岸加利福尼亚侏罗纪-白垩纪燧石进行了REE研究。他们根据已有的生物地层学、沉积学、矿物学和地球化学的研究资料，将此区燧石分为三个沉积环境组合，分别是：①覆盖在枕状玄武岩之上，洋中脊环境的红色富锰燧石；②形成于大洋底环境，与页岩互层的薄层燧石；③形成于大洋边缘环境，被杂砂岩所覆盖的绿色燧石。REE分析结果表明，9个洋中脊环境燧石样品中Ce的平均含量为0.30×10-6，为明显的Ce负异常；3个代表大洋底环境的燧石为Ce中等负异常，Ce的平均含量为0.55×10-6；形成于大陆边缘环境的15个燧石负异常不明显或甚至为正异常，Ce的平均含量为0.79×10-6～1.54×10-6。此外Murray等还注意到与燧石共生的页岩也具有与燧石类似的Ce异常特征，另外燧石或页岩的REE含量与其沉积环境也有一定的关系。
Murray等对上述现象的解释是，由于铁锰质对Ce的优先提取，扩张洋中脊附近的海水Ce强烈亏损，而非铁锰质沉积物吸附了这种Ce亏损的REE，因而使硅质沉积显示出强烈的Ce负异常。Ce中等异常的燧石形成于大洋盆底，即远离洋中脊又不受大陆物源的影响，并且长期与大洋海水接触，因而吸附了海水中具Ce负异常的REE。Ce微弱异常或正异常的燧石反映了大陆边缘沉积物的REE特征。
钟大赉等（1998）在研究滇、川西部古特提斯造山带构造演化中，通过研究昌宁孟连构造带泥盆纪-三叠纪硅质岩Ce异常的变化（图9-11），恢复了昌宁-孟连带泥盆纪-三叠纪洋盆的开裂、扩张到收缩的演化历史。
综合Shimizu、Murray和钟大赉等的研究可以看出，海相硅岩的REE特征，尤其是Ce特征，能够反映硅岩的沉积环境。在进行沉积相、沉积盆地和板块构造重建的研究中，可以将不同环境硅质岩的REE值，特别是Murray等的不同类型硅岩的Ce含量值作为硅岩沉积环境的判别标准。当然，由于目前这方面的分析资料还不多，Ce含量值随环境变化的判别值还不够完善、具体，所以还有待于更多的分析材料来补充、修订和总结以往的标准，以建立更为全面的硅岩沉积环境REE判别标志。
成矿区及有利成矿构造背景
绿岩带型金矿分布广,规模大,在世界金矿资源中占重要位置,主要产地包括加拿大、美国、非洲南部、印度、巴西、西澳大利亚等;金矿容矿岩石原岩为拉斑玄武岩、长英质火山岩,并见复成分砾岩和浊积岩;金矿主要出现在绿岩带边部离花岗岩不远的地方,一些金矿常与块状硫化物矿床产于同一地区。绿岩带中的镍矿床主要产于...
其他自生沉积岩类
不同地理背景所产蒸发岩的共生岩石或底盖层岩石具有很大不同,通常大陆蒸发岩主要与陆源碎屑岩,尤其是细碎屑岩(如页岩、油页岩等)共生,海洋蒸发岩则主要与石灰岩、白云岩等共生或位于向上变浅的碳酸盐岩沉积序列的顶部。一个具体蒸发盆地所产蒸发岩的成分直接受控于盆内水溶液(母液)的成分和它被蒸发浓缩的程度。
不同类型矿床地质特征及成矿环境
从含矿火山岩系和矿床沉积的构造环境看,可以见到铁镁质到长英质的不同成分火山岩空间上共生,并且明显属于两个或更多构造旋回的产物,这代表一种大规模火山作用的特征,属大地构造旋回最初阶段的产物,矿床则明显产于经受了同构造变形的深凹陷盆地中。 原始型锌-铜块状硫化物矿床主要在太古宙产出,如加拿大地盾苏必利尔...
容矿岩系地球化学特征
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三、火山岩形成的构造环境 板块运动直接受深部作用过程的制约,火山喷发或侵入是上地幔、深部地壳对流在地表或浅部地壳的表现。以大地构造背景为前提来研究火山岩的分布与特征具有重要的意义。从板块构造学说来讲,一般火山作用容易发生在盆地边缘、岛弧等与板块构造有密切关系的环境中(图7-5)。 图7-4 火山岩岩相...
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◎复理石组合（图6-1）：复理石是在古代活动深海环境中形成的砂泥质浊积岩。现代弧后边缘海、海沟和大陆基等活动深海环境中，有厚度巨大的浊积岩。所以古代复理石是古代活动大陆边缘的沉积建造（地槽发展后期的沉积建造），反映活动强烈的构造环境。图6-1 复理石型岩层基本序列的垂向结构 （据布兰...
地质背景综述
对研究区地质背景的了解,尤其是大地构造属性与地层区划及地层系统、岩相古地理轮廓的总体分析与把握,是开展层序地层学研究的必要前提。 一、地层区划特征 研究区位于湖南、湖北交界地带,属于上扬子地台东南缘,具有较典型的被动大陆边缘特征(王鸿祯,1978,1981,1982;赖才根等,1980,1982;王鸿祯主编,1985;王鸿祯等,198...
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茅秆开顺：[答案] 沉积岩分为 1陆源碎屑岩 2火山碎屑岩 3内源碎屑岩 1陆源碎屑岩的构造有 (1)流动成因构造--层理构造,分为水平层理 平行层理 交错层理 波状层理 块状层理 韵律层理等 (2)同沉积构造 --包卷构造 滑塌构造 砂球构造 碟状构造 帐篷构造等 (3)...
竹溪县15348302123： 岩浆岩,变质岩,沉降岩的成分和矿物成分是什么 - ？
茅秆开顺：[答案] 火成岩(IgneousRock)由岩浆(Magma)直接凝固而成.高温之岩浆在从液态冷却中结品成多种矿物,矿物再紧密结合成火成岩.化学成分各异之岩浆,最后成为矿物成分各异之火成岩,种类繁多,细分之有数百种.如依其含矽量之高低做最简明之分...
竹溪县15348302123： 沉积岩的结构和构造及其与形成过程的关系 - ？
茅秆开顺： 以物质来源为主要考虑因素的分类,沉积岩被分成三类,即由母岩风化物质、火山碎屑物质和生物遗体形成的不同沉积岩. 母岩分化产物形成的沉积岩是最主要的沉积岩类型,包括碎屑岩和化学岩两类.碎屑岩根据粒度细分为砾岩、砂岩、粉...
竹溪县15348302123： 简述沉积岩的形成过程及其构造特征 - ？
茅秆开顺： 沉积岩来自于岩石和有机物的碎片,叫做沉积物,在百万年期间积聚成堆.这些紧密的岩石比火成岩更易弯曲.像沙,盐,粘土,砂岩,炭和石灰石都是例子. 沉积岩是在地壳表层的条件下,由母岩的风化产物、火山物质、有机物质等沉积岩的原始物质成分,经搬运、沉积及其沉积后作用而形成的一类岩石. 沉积岩是在地表和地表下不太深的地方形成的地质体.它是在地表或接近地表常温常压条件下(-70-200℃,一至十几大气压),由风化作用,生物作用和某些火山作用产生的物质经搬运、沉积和成岩等一系列地质作用形成的.
