深水陆源碎屑沉积
按海底地形、深度和水动力条件把陆源碎屑海相组划分为:海岸相(包括无障壁和有障壁海岸)、浅海陆棚、次深海、深海相和海底扇等沉积相类型(图6－15)。
图6－15 海相沉积环境划分和水文状况分布图
(一)无障壁海岸相
1.无障壁海岸沉积环境基本特征
无障壁海岸位于与大海连通性好的海岸地带，它与广海之间无障壁岛、沙坝或生物礁隔开，故水循环良好，盐度正常。其沉积环境有如下几个特点:①水动力以波浪作用为主，也有海流的作用，潮汐作用影响不大;②由风引起的波浪往复运动，是对沉积物进行改造的主要营力，其强度比河流大100倍，故无障壁海岸环境是高能量的，沉积物分选和磨圆好、成分及结构成熟度均很高;③滨岸环境水浅、阳光充足、氧气充分、生物繁茂、化石丰富;④各种层理及层面构造也很发育，沉积物类型多样，标志性特征清晰，故亚相环境和微环境划分很详细(图6－16)。
图6－16 无障壁海岸的亚相环境和微环境划分和水动力条件和分布状况
2.无障壁海岸沉积相划分和特征
按海岸地貌特征和高潮线、低潮线及浪基面位置，无障壁海岸通常被划分为风成沙丘、后滨、前滨、近滨四个亚相。
风成沙丘亚相 分布在特大风暴潮水位线以上的、植被不发育和风力较强的半干旱－干旱海岸带，以沉积中－细粒石英砂岩为主，砂岩分选性和磨圆都较好，发育平行层理和大型槽状交错层理、细层倾角陡，可达30°～40°。沙体的平面形态呈长脊形和新月形。
后滨亚相 位于平均高潮线至风成沙丘之间，受不同规模的风暴潮冲刷影响，因此，沉积物粒度较粗，以沉积中－粗砂岩为主，常夹有风暴潮形成的介壳层。砂岩分选性和磨圆都较好，沉积构造以发育缓倾斜的平行纹层和小型交错层理为主，生物钻孔有时较发育。
前滨亚相 位于平均高潮线至平均低潮线之间的冲浪带，是无障壁海岸环境中能量最高的部位，也是海滩的主要组成部分。以沉积中－细石英砂岩为主，砂岩的成分和结构成熟度极高，可含有破碎的介壳。沉积构造以发育海滩环境所特有的冲洗交错层理为主，次为平行层理。浪成波痕、菱形波痕、冲刷痕、泡沫痕、流痕等浅水沉积构造标志也非常发育。
近滨亚相 近滨又被称之为临滨，位于平均低潮线至浪基面之间的波浪间歇搅动带，沉积以细砂岩－粉砂岩为主，含较多生物碎片，沉积构造以发育沙纹交错层理、水平层理和波痕为主，当波浪能量很高时，前滨带被侵蚀，沉积物被搬运至近滨带快速堆积形成沿岸砂坝。
图6－17 陆棚－无障壁海岸沉积序列和剖面结构图(塔里木盆地志留系)
3.古代无障壁海岸的鉴别标志
1)无障壁海岸又称广义的海滩，常保存在海退层序中，具有向上变粗的剖面层序(图6－17)，自下而上由近滨亚相粉－细粒砂岩、泥岩，向上变为前滨亚相分选好的中－细粒砂岩;再上为后滨亚相的中－粗砂岩，含小砾石条带。
2)以前滨亚相沙体为标志性产物，沙体形态呈席状，分布较稳定，以成分和结构成熟度均很高的石英砂岩为主，常夹介壳碎片组成的透镜体。
3)沉积构造上有冲洗层理、槽形层理、双向交错及浪成交错层理，有浪成波痕和修饰波痕。
4)具有双向或多方向的古流向。
5)按波浪能量的高低可产生高能的砾质海岸剖面、中能的砂质海岸剖面和低能的泥质海岸剖面，但以砂质无障壁海岸相最常见。
6)多为正常海相狭盐度生物，但破碎者多。生物扰动构造及遗迹化石自下而上逐渐少，以近滨带最为丰富，为Scoyenia-Skolithos遗迹相组合(见图4－24)。
(二)有障壁海岸相
1.有障壁海岸沉积环境基本特征
由于近海岸的区域有一凸起的地形(称障壁岛或堡岛、堤岛)而把海岸与广海陆棚隔开，这种海岸称为有障壁海岸或堡岛海岸。它由障壁岛、潟湖、潮坪、潮汐通道等地貌单元构成。因有障壁岛的存在，其沉积环境有如下几个特点:①使其向陆一侧的海域处于半封闭、局限流通的状态，波浪作用不明显，主要是潮汐作用，故水动力不强，属中－低能海岸;②水体盐度异常，若气候干旱炎热，蒸发量大，则水体咸化，如气候潮湿，蒸发量小而淡水注入量多，则水体淡化;③因水体盐度异常，生物门类也异常，多为广盐度生物组合;④各种层理及层面构造发育，沉积物类型丰富，标志性特征清晰，故其亚相和微环境的划分和研究也很详细(图6－18)。
图6－18 有障壁海岸的海岸地貌单元划分和沉积特征
2.有障壁海岸沉积相划分和特征
按海岸地貌形态特征和高潮线、低潮线及浪基面位置，无障壁海岸被划分潟湖、障壁岛和潮坪三个亚相，其中潮坪亚相中的潮上、潮间、潮下可分别与无障壁海岸环境的后滨、前滨、近滨相对应。各亚相主要特征简述如下。
(1)潟湖亚相
在海的边缘地区，由于海水受不完全隔绝或周期性隔绝，从而引起水介质的咸化或淡化，即可形成不同水体性质的潟湖。能起隔离作用的可以是障壁岛、沙坝、沙滩、沙丘，也可以是水下隆起的高地，如生物礁、生物滩、鲕滩等。潟湖最大的特点是水体盐度异常，盐度>3.5%时为咸化潟湖，<3.5%时为淡化潟湖，后者可进一步发展成沼泽化潟湖，它们在沉积物成分、生物特征等方面均有显著的不同。
淡化潟湖在潮湿气候条件下，当注入潟湖的淡水量(河水及雨水)超过蒸发量时，潟湖水体就淡化，形成盐度<3.5%的淡化潟湖，其沉积特征如下:
1)若为碎屑沉积，则主要是钙质粉砂岩、泥质岩、粉砂质泥质岩，粗碎屑很少。可有方解石、铁锰结核、二氧化硅矿物等，当盆地被隔绝时可产生黄铁矿、菱铁矿、鲕绿泥石等。
2)若为碳酸盐沉积，则以泥晶、微晶灰岩及白云岩，含泥含云灰岩为主，夹有骨屑灰岩条带及透镜体，鲕粒很少。与正常海相沉积的区别是没有完整的生物灰岩，从能量看属安静环境或间歇动荡环境。在地层剖面结构上常与沙坝、障壁岛沉积物交互出现，形成混积海岸沉积体系。
3)动植物化石种类单调，但某个种的生物数量可多。可出现腹足、瓣鳃、苔藓及藻类等。个体特征可出现变异，如形体变小、壳变薄、产生特殊的纹饰。
4)由于潟湖环境的水体能量弱，不易形成交错层理，一般以发育缓波状或水平波状层理为主，虫孔不发炎，偶见干裂，可有波痕。同时因受环境局限影响，潟湖底因缺氧而利于厌氧硫细菌繁衍，常可产生大量的H2S，因此，沉积物中往往富含分散状黄铁矿而使岩石显暗色，有利于烃源岩的形成。
咸化潟湖 在干旱炎热的气候条件下，潟湖的蒸发量大于淡水补给量或缺乏淡水时，潟湖水体即发生咸化，形成盐度>3.5%的咸化潟湖，其沉积特征如下:
1)如为碎屑沉积，则以细粒为主，如粉砂岩、粉砂泥岩，并有盐渍化和石膏化砂质岩，有时有石膏、岩盐等夹层。
2)如为碳酸盐沉积，则主要是灰岩、白云岩，并夹石膏、岩盐层，岩石中往往含有天青石、硬石膏、黄铁矿等自生矿物。
3)生物种属单调，不产狭盐度生物，而某些属种的广盐度生物可特别繁盛，如介形虫和双壳类，盐度更高时生物绝迹。
4)沉积构造以水平层理和塑性变形层理为主，有时可见石盐假晶(在泥晶白云岩中)、干裂及波痕等层面构造，盐类沉积层中可发育有周期性溶解形成的假“冲刷面”。
5)在咸度不断增高的沉积序列中，依次出现灰岩－白云岩－石膏－芒硝－岩盐－钾镁盐等蒸发矿物，即水体由咸化潟湖盆地浓缩到钠盐盆地，最后到钾盐盆地，可形成石膏、岩盐及钾盐矿床。
沼泽化潟湖 该类型沉积特点与淡化潟湖基本相同，但以某些可造煤的植物和藻类特别繁盛为重要特点，许多近海沉积环境的煤系地层和大煤田均与此环境有关，如河北峰峰煤矿及四川盆地上二叠统龙潭组中广泛发育的煤矿等。沼泽化潟湖的形成条件有如下几点:①气候潮湿，雨量充沛，植物茂盛;②平缓海滨地形，有持续的河水注入;③淡化潟湖逐渐淤积发展而形成沼泽化潟湖。
(2)障壁岛亚相
障壁岛、障壁滩、障壁沙坝等所处地理位置和形态基本相同，均可构成潟湖的屏障，只是发育规模的大小不同而已，以障壁岛发育规模较大，障壁岛两侧的性质不同，向开阔海一侧为较陡的无障壁海岸，向陆一侧为向潟湖突出的相当潮坪的障壁坪(图6－18，图6－19A)。
图6－19 障壁岛的微地貌单元组成和沉积特征
障壁岛沉积特点为:①向海一侧的海滩水动力强、主要由中－细粒砂岩及粉砂岩组成，颗粒分选磨圆好，富含生物贝壳和云母片，粒间为化学胶结物，有极高的颗粒/基质比值，重矿物较富集，以发育冲洗层理为主，底冲刷构造也很发育。②向陆一侧的潮坪水动力较弱，以发育潮汐层理和生物扰动与钻孔构造为主。③障壁岛上部可露出水面受风的改造，具有风成沙丘特点。④障壁岛个体之间的入潮口是能量最高和砂质侧向侵蚀与沉积作用最活跃的部位(图6－19B)，因受涨、退潮往复水流影响，侧向迁移的入潮口两侧可分别发育有进、退潮汐三角洲(图6－18)，潮汐砂体普遍发育有大型楔形，槽形和双向交错层理及底冲刷构造，此特征是识别障壁岛沉积体系的重要标志。⑤障壁岛砂体宽几百米至几千米，厚几米到几十米，剖面上呈下平上凸的透镜状，砂体粒度大小和层系厚度可呈向上变粗变厚的现象，延伸方向平行于海岸线，常呈平直状的长垣状。
(3)潮坪亚相
潮坪是宽广缓斜或近于水平的、具有明显潮汐周期作用的海岸坪地，主要受潮汐影响，波浪作用影响较小。地理上常位于障壁岛后潟湖的周围而常与潟湖伴生，两者构成潟湖－潮坪沉积体系。按海岸地貌特征和高潮线、低潮线及浪基面位置，潮坪通常被划分为潮上坪、潮间坪和潮下带三个微相，其总体沉积特征如下:
1)潮坪沉积物大多为细粒的泥、粉砂和细砂。
2)平面上沉积物成带状分布，与无障壁海岸的粒度分布特征相反，即近岸者细而远岸者粗。如潮上坪为沼泽和盐坪沉积环境;潮间坪从陆向海依次微泥坪，沙－泥混合坪、沙坪沉积环境，潮下带为沙坝和潮道沉积环境，潮道沉积中有时可含有砾石。一个完整的潮坪沉积序列在剖面上具有向上变细的沉积序列(图6－20)。
图6－20 理想的潮坪沉积序列
3)交错层理的倾向是多方向的，而且种类较多:如潮道内和潮下带发育有大型波状层理、楔形交错层理和鱼骨形层理;潮坪上发育有流水型交错层理、双粘土层，以及作为识别潮坪相沉积最重要标志的脉状层理、波状层理、透镜状层理组合的潮汐层理。潮上泥坪上主要是厚泥质沉积，可夹薄层砂岩，干燥气候的泥坪中可出现盐沼，产有石膏和岩盐晶体。
4)潮坪上的波痕也是多方向、多成因的，有小流水波痕和浪成波痕，而且可以受潮汐作用的改造，形成圆峰，尖谷或双峰的波痕。
5)其他沉积构造还有:干裂，雨痕、冰雹痕、鸟眼、泥皮等，为极浅水的标志。
6)潮下和潮间坪动物群的特点是种属单一，生物搅动构造较发育，生物粪粒可集中在一定层位中，可产有藻叠层石、藻席等，而潮上坪多为陆生植物所覆盖，动物稀少。
(三)浅海陆棚相
1.浅海陆棚沉积环境基本特征
浅海陆棚环境水动力以波浪和海流为主，海底地形较平坦。在近岸的浅海沉积区水循环良好，阳光充足，氧气充分，底栖生物大量繁殖。而在远岸的浅海较深水沉积区(70～100m水深以下)水循环则很差，好天气条件下处于缺氧的静滞状态，只有在大风暴潮期才能搅动海底沉积物。浅海陆棚相沉积物以粉砂，砂和泥为主，砾石极少，也可发育大量的碳酸盐岩。沉积物中常见海绿石、胶磷矿。以发育水平层理、小型交错层理和对称型浪成波痕为主，海相生物发育，保存完整，有时可富集成生物礁或介壳层，生物潜穴和扰动构造非常发育，但无暴露标志。按水动力状况，浅海陆棚可划分为2种成因类型:其一是潮控陆棚，通常位于潮汐三角洲和河口湾的外侧，无论在平面上还是在剖面上，都由低能的陆棚泥和高能的潮汐砂脊交替组成;其二为浪控陆棚，以在大套浅海陆棚泥的沉积序列中，频繁出现风暴流形成的大型丘状层理和风暴流沉积层序(图6－21)为特征，在砂质组分供给充沛的地区，由持续的风浪颠选作用可形成厚度大、分布广、层位稳定和物性好的砂质陆棚浅滩，对储层发育非常有利，如珠江口盆地中新统珠江组和韩江组中的油气储层，大部分属于砂质陆棚浅滩相沉积。
图6－21 浅海陆棚相中理想的风暴流沉积层序
2.古代陆棚鉴别标志
1)岩性以泥岩、页岩、粉砂岩为主，与粉－细粒砂岩不等厚互层，很少夹中粒以上的砂岩。在大套的泥岩中频繁地夹有薄层粉砂岩、细粒砂岩和贝壳层或生物碎屑灰岩。
2)生物组合以窄盐度的底栖生物为主，如珊瑚、腕足、苔藓虫等，化石保存完整、分异度高。遗迹化石丰富，以Cruziana遗迹相组合的觅食迹为主(见图4－24)。
(四)次深海及深海相
次深海和深海环境只存在流动缓慢的底部洋流作用，波浪已不起作用。因此，与陆棚相比，深海和次深海的海底水体不但平静得多，而且缺氧和无光照，除了浮游生物外，底栖生物极少，其沉积物类型有各种远洋沉积、等深线流沉积和重力流沉积。现代大陆坡(相当次深海)上的沉积物较为丰富，如广泛发育的远洋沉积有蓝色软泥(粉砂、粘土为主)、红色软泥(粘土和碳酸盐均有)、绿色软泥和少量陆源砂(含海绿石)，以及局部分布的火山泥和火山砂、珊瑚泥和珊瑚砂、碳酸盐软泥和碳酸盐砂、冰川沉积等。而现代深海沉积仅有红色粘土、抱球虫和翼足类软泥、放射虫软泥、硅藻软泥，以及锰质结核等。
图6－22 在深水相暗色泥岩中等深积岩呈透镜体，具有清晰的沙纹层理(珠江口盆地，LW3－1－1井，珠江组)
20世纪60年代中期发现在深海盆地与大陆坡接界处发育有一种沿陆隆流动的底流，它大体沿等深线流动，因此称作等深流或内潮汐流体，这种流体流速不大，仅2～20cm/s，但其对陆隆微－粉砂级沉积物的搬运和沉积起着重要作用，其产物称作等深积岩(contourite)，或内潮汐沉积物。等深流沉积主要为微砂、粉砂和泥，具水平纹层和沙纹层理，由层理反映出来的流动方向平行大陆坡，常与浊流沉积共生，其最大特点是在均一的大套深水相暗色泥岩中呈非常醒目的透镜体产出(图6－22)。
(五)海底扇相
海底扇，又称海底浊积扇，是指大陆斜坡底与盆地平原之间由重力流再搬运和沉积作用形成的锥状或扇状堆积体。
关于重力流(包括浊流)的流体性质、类型和形成机理在前面“沉积物的搬运与沉积作用”中已作介绍，这里仅介绍海底浊积扇的沉积相划分和基本特征及其鉴别标志。
1.海底浊积扇沉积相划分和基本特征
海底浊积扇的表面由水道、堤和水道间等沉积构成，但不同部位的水道发育规模和特征不同，据此可划分出上扇(或内扇)、中扇和下扇(或外扇)3个亚相(图6－23)。
内扇(上扇)亚相 位于斜坡带，发育有一个直的或弯曲的主扇谷，宽约0.1～10km的，其中、上部扇谷一般为无沉积作用，但滑塌频繁的供应水道，下部扇谷为发育滑塌碎屑流和颗粒流沉积为主的主水道，沉积物砂/泥比高，单层为厚层块状。越过扇谷的细粒沉积物在其两侧形成水下堤，可发育有C—D—E段鲍马层序。
中扇亚相 位于斜坡带变缓的下部，主扇谷在此带分叉形成水道分流(扇水道)而进入中扇亚相，以发育分流水道充填沉积为主，其分流水道的末尾处出现快速沉积，形成厚层叶状浊积砂体沉积，鲍马层序以A—B段和A—B—C段为主，B—C段为次，沉积物砂/泥比较高，单层为中层至厚层块状;分流水道间出现溢出水道的细粒浊流沉积，沉积物砂/泥比较低，单层为薄层至中层状，鲍马层序以B—C—D—E段和C—D—E段为主。
外扇(下扇) 位于斜坡带底至盆地平原的过渡带，地势平坦，具许多无堤的小水道，沉积物砂/泥比低，单层为薄层至厚层块状，鲍马层序以C—D—E和D—E段为主。
图6－23 海底浊积扇的沉积相划分和模式(据Mutti，Walker，1973)
2.古代海底浊积扇的鉴别标志
(1)海底扇是陆源碎屑浊积岩连续沉积形成的一套特殊岩石组合，由下部较粗粒砂岩、砾岩或颗粒灰岩，中部薄互层的较细粒砂岩、粉砂岩和泥岩互层，上部大套泥岩、泥灰岩加薄层粉砂岩组成，显出向上变细的层序。
(2)海底扇是浊流沉积的产物，因此，识别浊积岩所特有的鲍马层序已成为鉴别海底扇的关键标志。一个完整的鲍马层序由5～6个岩性段组成(图6－24)，从下到上依次为:
A段———块状层或递变层，位于层序底部，由砂、砾组成，呈块状层理或递变层理，多具正粒序，有时出现逆粒序。底界清楚，与下伏层呈突变的冲刷接触，发育印模构造，可有浅水区带入的生物碎片。
B段———平行层理段，粒度较A段细，多为细砂和粉砂，具平行层理，有时也显粒序性。
C段———沙纹层或包卷层理段，多为粉砂岩和泥质粉砂岩，具流水沙纹层理或包卷层理。为流水改造和重力滑动复合作用产物。
D段———水平纹层段，粒度更细，为粉砂岩的粉砂质泥岩，具水平层理、厚度薄。
E段———泥岩段，岩性为泥岩、页岩，为远洋沉积产物，具水平层理，可含有深水动物化石。
F段———生物层或泥灰岩段，为深海碳酸盐(多为生物质灰泥或泥灰质)软泥夹深水生物层，为典型的深水相沉积。
图6－24 鲍马层序及解释(据鲍马，1962)
每次浊流厚数厘米到数米，由于浊流沉积作用的阵发性和后至浊流对先成浊流沉积的冲刷作用，以及距浊流来源的远近距离不同，于浊积扇的不同部位鲍马层序的各段(从A段到F段)状况差异很大，常见的是从内扇的滑塌碎屑流和颗粒流沉积，过渡到中扇的A—B段、A—B—C段，B—C—D—E段沉积，至外扇的C—D—E段和D—E段沉积组合。
(3)浊积岩常保存于深海(或深湖)环境中，故常呈暗色，含细分散黄铁矿，浊积岩中的砂岩多为杂砂岩。
(4)浊积岩无浅水及暴露成因标志，也不与浅水的沼泽相、河流相，生物礁、膏盐等共生。
(5)在浊积岩的A、B段可时常含有浊流带入的浅水生物，与D、E、F段中的深水生物共生。
陆源碎屑岩是指沉积物来自大陆物理侵蚀作用，经流水、风、冰川、泥石流、重力流等搬运到沉积盆地沉积成岩。沉积过程受物理的或机械的因素控制，如流体性质 （气体、液体、固体），运动状态 （流动、波浪） 及其强度控制。碎屑岩占沉积岩总量的3/4以上。
深水陆源碎屑沉积分布于岛弧与弧后区，见于江达分区的瓦拉寺组（T2w）与金古组（T3jn）、生达分区的查叶口组（T3ch）与扎尕组（T3zh）中。斜坡相中发育各种类型的重力流沉积，其中碎屑流沉积见于岛弧带的阿中与娘西地区（图3.5）。本书以阿中剖面为例加以说明。该剖面层序完整，顶、底出露齐全，碎屑流沉积位于金古组的中上部。其序列特征为：下部系斜坡 盆地相的背景沉积黑色页岩夹粉砂岩与砂岩，厚35 m。砂体主要由具大型板状层理的粗粒岩屑砂岩与杂砂岩构成，砂体具向上变薄变细的特征；砂岩层面上见蠕虫管迹，产植物碎片化石；推测这些砂体为浊流成因的水道砂。测得古水流方向为250 °，指示物源来自东侧的岛弧。中部为厚仅4 m的滑塌泥质角砾岩，主要由灰色泥岩与泥质巨角砾构成。角砾成分为产植物碎片的浅水成因粉砂岩与细砂岩，大者230 cm×90 cm，小者15～8 cm2，一般为90 cm×25 cm；其形状可见S型透镜状、新月形状与梭子状，圆滑而具塑性，角砾呈定向排列，测得长轴方向为 260 °～295 °，指示斜坡向西倾斜。岩石具明显的杂基支撑结构，角砾呈漂浮状填集在炭化特别发育的灰色泥岩中。这套块状的泥质巨角砾岩层与上覆的厚层状岩屑砂岩和下伏的黑色页岩为平整接触关系，未见明显的冲刷、侵蚀构造。上述特征说明浅水成因的砂岩透镜体是在未固结至半固结状态下沿斜坡滑移与拉断形成的，然后与泥质一起顺坡而下，最终堆积在斜坡环境中。上部系薄层状的黑色页岩与粉、细砂岩不等厚互层，夹厚层状的长石岩屑砂岩、杂砂岩，厚80 m；产双壳和菊石类化石；砂岩具微弱的粒序层理，层面平整，延伸稳定，见鲍马序列bde、cde组合，为上斜坡浊流砂体。
图3.5 阿中陆缘弧金古组碎屑流沉积
浊积扇发育于岛弧带的江达瓦拉寺与生达弧后区的足那剖面。以前者为代表，地层出露完整，主要为陆源与火山源浊积岩，沉积物厚达2649 m以上。浊积扇特征为：内扇水道高密度流形成的块状砾岩、含砾杂砂岩、岩屑砂岩与粉砂质泥岩、泥岩，构成向上变薄变细的序列（图3.6）。砾石成分以陆源为主，包括结晶灰岩、大理岩、凝灰质砂岩、安山质火山岩、闪长岩、花岗岩与石英岩等，砾径最大达60 cm，一般为5～8cm；杂乱排列无定向，分选与磨圆差，呈尖棱—次棱角状形态。天然堤为低密度薄层细、粉砂岩与泥质岩的互层。水道中的层内截切面较发育，滑塌滑移现象可见。中扇为高密度或低密度浊流的薄—厚层状的细、粉砂级杂砂岩、泥质岩与凝灰质泥岩组成，偶夹安山岩或安山质凝灰岩等；浊积砂体构成向上变薄变细的退积型或向上变厚变粗的进积型序列。外扇为低密度流的中薄层粉砂岩、黑色含放射虫硅质泥（页）岩与粉砂质泥岩、泥岩、泥灰岩、泥晶灰岩与硅质岩等；分布广泛的含放射虫硅质页岩与浊积岩的E段泥（页）岩不易区分（罗建宁等，1992），硅质页岩一般厚1～5mm不等，层位稳定，为远洋、半远洋沉积；由钙化的放射虫和隐晶质的二氧化硅组成，有少量尘状体和未钙化的放射虫，也见一些尘状晶形良好的黄铁矿与霉粒状的黄铁矿，含量可高达5%；岩石中的放射虫有呈层状分布的趋势，含量最高达40%。泥质灰岩、泥晶灰岩具泥质条带和韵律纹层构造，推测为外扇背景沉积。剖面上所见浊积岩层序纵向上表现为向上变厚变粗的进积型与向上变薄变细的退积型。横向上自东而西从瓦拉寺到江达，表现出由粗粒的近源浊流到细粒远源浊流沉积的特征。浊积扇中的浊流砂体常见鲍马cde、de、ace与abde序列组合，完整的鲍马序列也可见到。其特点为：a段为砾岩、含砾杂砂岩，具粒序层，与下伏层呈冲刷接触，底面极不平整，厚5～150 cm；b段为平行纹层段的凝灰质岩屑砂岩、杂砂岩，单层厚0.1～8 cm；c段为具交错纹层、沙纹层理的粉、细砂岩与粉砂质泥岩，常见包卷、滑移、泄水沟、注入充填、砂火山等变形构造，厚0.1～2 cm；d和e段分别由粉砂质泥岩与页岩、含放射虫硅质岩与泥晶灰岩等组成，厚0.1～0.8 cm。
图3.6 江达瓦拉寺组浊积扇
佐连科芬： 陆源碎屑岩的定义陆源碎屑岩是母岩机械破碎的产物经搬运、沉积和成岩作用所形成的由碎屑颗粒和填隙物所组成的岩石.碎屑岩的物质组成有两部分,一类是陆源碎屑和填隙物中的杂基.另一类是胶结物,它们是在沉积、成岩阶段以溶液沉...
凤县14752822496： 沉积学第二课,为什么说碳酸盐矿物很难看到陆原碎屑的沉积物,那碳酸盐不有泥晶亮晶还有显晶吗.有高手解 - ？
佐连科芬： 我觉得很少有人会考虑这个问题,其实这个问题并不难理解,碳酸盐岩,传统上认为它是一种化学岩或者生物化学岩,主要是生物化学作用或者是化学作用形成的,所以大量的都是化学成因或者生物化学成因的碳酸盐颗粒组成,说碳酸盐岩当中很难看到陆源碎屑沉积,但是并不代表它不存在陆源碎屑沉积,一些靠近物源区的地方,比如浅海、泻湖,这种地方很容易接受到陆源碎屑沉积.再说泥晶的原始成分也一般都是文石质的一些灰泥,亮晶也都是一些方解石,这也不是陆源碎屑啊,泥晶不是泥质晶体,它是文石质灰泥,泥这个说法只是点明了文石质成分的一个样子而已.
凤县14752822496： 什么叫陆源碎屑岩? - ？
佐连科芬：[答案] 陆源碎屑岩是母岩机械破碎的产物经搬运、沉积和成岩作用所形成的由碎屑颗粒和填隙物所组成的岩石.碎屑岩的物质组成有两部分,一类是陆源碎屑和填隙物中的杂基.另一类是胶结物,它们是在沉积、成岩阶段以溶液沉淀的方式而形成的.
凤县14752822496： 海洋沉积物的沉积类型 - ？
佐连科芬： 深海沉积物(2000米以上):通常以浮游生物遗体为主,而极少陆源物质.沉积速率极为缓慢.深海区生物源沉积物通常为各种生物软泥;包括硅藻软泥和放射虫软泥的硅质软泥;包括有孔虫(又称抱球虫)软泥、翼足类软泥和颗石软泥的钙质...
凤县14752822496： 陆源碎屑岩的主要类型 - ？
佐连科芬： 1.火山熔岩类:火山碎屑含量10%~90%(10%~75%),成岩方式为熔浆胶结,火山碎屑一般不定向,基本岩石名称有集块熔岩,角砾熔岩,凝灰熔岩. 2.正常火山碎屑岩类:火山碎屑含量占绝对优势>90%(75%),又可分为熔结火山碎屑岩亚类...
凤县14752822496： 陆源沉积碎屑岩和火山碎屑岩有何区别 - ？
佐连科芬： 陆源沉积碎屑岩和火山碎屑岩有何区别------------沉积岩往往含有化石、火山岩多气孔!
凤县14752822496： 大洋沉积中自生沉积物类型及主要特征? - ？
佐连科芬： 大洋沉积物由生物组分(钙质和硅质)及非生物组分(陆源、自生、火山及宇宙尘埃)组成,它们的相对丰度是大洋沉积物分类命名的基础.大洋沉积物的分类可归纳为三种主要形式:(1)以水深分布为主要依据的分类;(2)以成分、粒度为...
凤县14752822496： 关于海洋? - ？
佐连科芬： 陆源物质等.有时发育于大陆坡的浊流沉积可延入深海平原海水运动、海水中溶解物质的化学反应和海洋生物对海岸、海底岩石和地形的破坏和建造作用的总称.海洋地质作用包括海蚀作用、搬运作用和沉积作用.海水的运动方式主要是波浪、...
凤县14752822496： 陆源碎屑岩 - ？
佐连科芬： 陆源碎屑岩 按粒径分为4类: 1.砾岩:粒径>2mm. 2.砂岩:粒径2-0.05mm 3.粉砂岩:粒径0.05-0.005mm. 4.泥质岩:粒径
凤县14752822496： 碎屑岩的种类、成因? - ？
佐连科芬： 碎屑岩是由于机械破碎的岩石残余物,经过搬运、沉积、压实、胶结,最后形成的新岩石.又称陆源碎屑岩.碎屑岩中碎屑含量达50%以上,除此之外,还含有基质与胶结物.基质和胶结物胶结了碎屑,形成碎屑结构.按碎屑颗粒大小可分为砾...
