沉积相及沉积环境.ppt

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1、沉积相及沉积环境沉积相及沉积环境第一节第一节 基本概念基本概念【被动大陆边缘被动大陆边缘】passive continental margin 又称大西洋型大陆边缘又称大西洋型大陆边缘(Atlantic-type continental margin)。即通常所说的稳定大陆边缘，构造上长期处于相对稳。即通常所说的稳定大陆边缘，构造上长期处于相对稳定状态的大陆边缘。其地壳是洋壳到陆壳的过度，大陆和海洋位定状态的大陆边缘。其地壳是洋壳到陆壳的过度，大陆和海洋位于同一刚性岩石圈板块内的过渡带，它没有海沟俯冲带，早期裂于同一刚性岩石圈板块内的过渡带，它没有海沟俯冲带，早期裂开阶段位于板块内部，随后被功

2、地随着裂开的板块移动，故无强开阶段位于板块内部，随后被功地随着裂开的板块移动，故无强烈地震、火山和造山运动；它以生成巨厚的浅海相沉积、岩浆活烈地震、火山和造山运动；它以生成巨厚的浅海相沉积、岩浆活动微弱和地层基本上未遭变形而与活动大陆边缘形成鲜明的对照，动微弱和地层基本上未遭变形而与活动大陆边缘形成鲜明的对照，被动大陆边缘由宽阔的大陆架、较缓的大陆坡以及缓上坦的大陆被动大陆边缘由宽阔的大陆架、较缓的大陆坡以及缓上坦的大陆陆基组成。陆基组成。 通常年轻的稳定大陆边缘陆架较窄；发育成熟的稳通常年轻的稳定大陆边缘陆架较窄；发育成熟的稳定大陆边缘具有广阔的陆架区。陆架下界定大陆边缘具有广阔的陆架区。陆

3、架下界(陆架坡折陆架坡折)的的平均深度约平均深度约130米。陆坡的坡度相对于陆架显著增加，米。陆坡的坡度相对于陆架显著增加，世界大陆坡的平均坡度为世界大陆坡的平均坡度为4度度17分，比陆架的坡度大分，比陆架的坡度大20倍左右。陆坡地形十分崎岖，常被海底峡谷切割。陆基倍左右。陆坡地形十分崎岖，常被海底峡谷切割。陆基是大陆坡与深海平原之间的过渡区，坡度十分平缓，由是大陆坡与深海平原之间的过渡区，坡度十分平缓，由巨厚的浊流、等深流和滑塌沉积物绀成，可形成许多海巨厚的浊流、等深流和滑塌沉积物绀成，可形成许多海底复合扇。是伸展作用体制下大陆岩石圈减薄和大幅度底复合扇。是伸展作用体制下大陆岩石圈减薄和大幅

4、度沉陷形成的活动微弱的大陆边缘。属被动大陆边缘的有沉陷形成的活动微弱的大陆边缘。属被动大陆边缘的有非洲边缘非洲边缘(北邮除外北邮除外)、澳大利亚西和印度半岛的南部边、澳大利亚西和印度半岛的南部边缘等。缘等。 被动陆缘的生成源于岩石圈拉伸所导致的上地幔物质上涌，被动陆缘的生成源于岩石圈拉伸所导致的上地幔物质上涌，减薄了的地壳通过铲状正断层作用在地表形成复杂的地堑系；来减薄了的地壳通过铲状正断层作用在地表形成复杂的地堑系；来自上地幔的熔岩沿裂隙上升，铺满新出现的海底，最终建造起正自上地幔的熔岩沿裂隙上升，铺满新出现的海底，最终建造起正常厚度的大洋壳。破裂不整合标志着陆壳断开的时间。随着洋盆常厚度的

5、大洋壳。破裂不整合标志着陆壳断开的时间。随着洋盆扩大，它外侧的陆壳逐渐远离以中脊为代表的热流中心；它的冷扩大，它外侧的陆壳逐渐远离以中脊为代表的热流中心；它的冷却沉陷造就了其上巨厚的被动陆缘沉积岩系。却沉陷造就了其上巨厚的被动陆缘沉积岩系。 【活动大陆边缘活动大陆边缘】 active continental margin 又称主动大陆边缘、太平洋型大陆边缘又称主动大陆边缘、太平洋型大陆边缘(Pacific-type continental margin )。洋陆汇聚、大洋板块向毗。洋陆汇聚、大洋板块向毗邻大陆板块之下俯冲消减形成的姒烈活功的大陆边缘。邻大陆板块之下俯冲消减形成的姒烈活功的大陆边

6、缘。这种大陆边缘有强烈的地震和火山活动。属于活动大陆这种大陆边缘有强烈的地震和火山活动。属于活动大陆边缘的安第斯、苏门答腊、亚平宁半岛等。从洋到陆，边缘的安第斯、苏门答腊、亚平宁半岛等。从洋到陆，活动陆缘包括海沟、沟弧间隙、火山弧和弧后盆地等构活动陆缘包括海沟、沟弧间隙、火山弧和弧后盆地等构造单元。造单元。 其中海沟是俯冲汗壳开始下插的地力；从它上面刮削下来的其中海沟是俯冲汗壳开始下插的地力；从它上面刮削下来的深海沉积和洋壳碎片组成混杂堆积，聚集在上盘板块并形成外弧；深海沉积和洋壳碎片组成混杂堆积，聚集在上盘板块并形成外弧；下插洋壳随深度增加而发生部分熔融形成岩浆，并上升到浅部而下插洋壳随深度

7、增加而发生部分熔融形成岩浆，并上升到浅部而成为火山弧。在地质体中准确识别古俯冲带、混杂体和岩浆弧的成为火山弧。在地质体中准确识别古俯冲带、混杂体和岩浆弧的展布、配置、时代和演化，对重建地质时期板块构造格局有重要展布、配置、时代和演化，对重建地质时期板块构造格局有重要意义。意义。 第一节第一节 基本概念基本概念一、沉积相一、沉积相：为沉积环境及在该环境中形成的沉积岩：为沉积环境及在该环境中形成的沉积岩( (物物) )特征的综特征的综合。合。二二、沉积环境、沉积环境：在物理上、化学上和生物上均有别于相邻地区的一：在物理上、化学上和生物上均有别于相邻地区的一块地表，是发生沉积作用的场所。由下列块地表

8、，是发生沉积作用的场所。由下列 (要素要素) 组成：组成： 1、自然地理条件自然地理条件，包括海、陆、河、湖、沼泽、冰川、沙漠；，包括海、陆、河、湖、沼泽、冰川、沙漠； 2、气候条件气候条件，包括气候的冷、热、干旱、潮湿；，包括气候的冷、热、干旱、潮湿； 3、 构造条件构造条件，包括大地构造背景及沉积盆地的隆起与坳陷；，包括大地构造背景及沉积盆地的隆起与坳陷； 4、 沉积介质的物理条件沉积介质的物理条件，包括介质的性质，包括介质的性质(如水、风、冰川、如水、风、冰川、清水、浑水、浊流清水、浑水、浊流)、运动方式和能量大小以及水介质的温度和、运动方式和能量大小以及水介质的温度和深度；深度； 5、

9、介质的地球化学条件介质的地球化学条件，包括介质的氧化还原电位，包括介质的氧化还原电位(Eh)、酸碱、酸碱度度(pH)以及介质的含盐度及化学组成等。以及介质的含盐度及化学组成等。三三、沉积岩特征：沉积岩特征：包括岩性特征包括岩性特征(如岩石的颜色、物如岩石的颜色、物质成分、结构、构造、岩石类型及其组合质成分、结构、构造、岩石类型及其组合)、古生、古生物特征物特征(如生物的种属和生态如生物的种属和生态)以及地球化学特征等。以及地球化学特征等。沉积岩特征的这些要素是相应各种环境条件的物质沉积岩特征的这些要素是相应各种环境条件的物质记录，通常构成最主要的相标志。记录，通常构成最主要的相标志。四四、沉积

10、环境与沉积相的关系沉积环境与沉积相的关系：沉积环境是形成沉：沉积环境是形成沉积岩特征的决定因素，沉积岩特征则是沉积环境的积岩特征的决定因素，沉积岩特征则是沉积环境的物质表现。换句话说，前者是形成后者的基本原因，物质表现。换句话说，前者是形成后者的基本原因，后者乃是前者发展变化的必然结果。这就是相的概后者乃是前者发展变化的必然结果。这就是相的概念中沉积环境和沉积岩特征的辩证关系。念中沉积环境和沉积岩特征的辩证关系。五五、沉积模式：沉积模式：沃克（Walker,1967）认为沉积模式就是对于沉积环境及其产物、作用过程的高度概括。它既具广泛概括性和代表性的模式，也具代表区域性特征的地方性模式。沃克认

11、为作为一个沉积模式还必须起到以下四方面的作用： a、它必须起到作为对比标准的作用。 b、它必须起到进一步观察的提纲和指南的作用。 c、它必须起到对新的地质环境的“预测者”的作用。 d、它必须起到水动力学解释基础的作用。 对沉积模式可以采用不同分析方法和不同的表现形式(据Reading, 1978)，主要有直观模式、事实模式、动态模式、静态模式、比拟实验模式、数学模式。六六、古水流的判别标志及其环境意义古水流的判别标志及其环境意义 古水流是指沉积时期的水流体系。古水流体系的分析研究是识别沉积环境和重建古地理的重要内容和有效手段之一。它有助于确定古盆地的边缘和物源区的位置、古岸线的方向、盆地沉积物

12、充填的布局、古斜坡方向以及砂岩体的形态和延伸方向。因此，在沉积地层及其沉积矿产的研究中，古水流方向的确定已受到普遍的重视。 （一）、指向构造和组构与古水流一）、指向构造和组构与古水流 指向构造和组构主要是指那些因沉积介质流动而产生的具有指示水流方向意义的原生沉积构造和组分颗粒的定向性排列，其中包括交错层理、底痕波痕水流线理冲刷一充填构造以及生物化石和碎屑颗粒的定向性排列等等。1、交错层理和波痕、交错层理和波痕 各种类型和规模的交错层理都可用来测量古水流方向，特别是大型板状和楔状交错层理，其意义就更大。因为小型交错层理不仅不容易测量，而且往往与次要的水流有关。板状和楔状交错层理应测量其前积纹层的

13、倾向和倾角；槽状交错层理则应当测量槽轴的延伸和倾斜方位。它们的方位角代表了古水流方向。 2、底痕 底痕主要发育在复理石或浊流沉积中。一般来说。它们的方向性在区域上是比较稳定的其总体方向平行于水流分布。但有时其测量结果也较分散。3、组构、组构 组构系指组分颗粒的组构系指组分颗粒的空间排列种力位。如果空间排列种力位。如果它们是顺水流方向定向它们是顺水流方向定向排列的；就可成为古水排列的；就可成为古水流的指示标志。通常使流的指示标志。通常使用的指向组构际志包括用的指向组构际志包括砾石，眇粒和生物化石砾石，眇粒和生物化石等组分颗粒的定向排列等组分颗粒的定向排列（见下页图见下页图）。）。第二节第二节 沉

14、积相的分类沉积相的分类 沉积相可根据沉积岩原始物质的不同，分为碎屑岩沉积相碎屑岩沉积相和碳酸碳酸盐岩相盐岩相。目前沉积相的分类通常以沉积环境中占主导地位的自然地理条件为主要依据，并结合沉积动力、沉积特征和其他沉积条件进行划分（图2-1、表2-1）。图2-1 常见陆缘碎屑沉积相的分布一一碎屑岩的沉积相及沉积环境碎屑岩的沉积相及沉积环境（一）、碎屑岩石的组成（一）、碎屑岩石的组成 根据成因和结构特征的不同，碎屑岩的组成可划分为根据成因和结构特征的不同，碎屑岩的组成可划分为颗颗粒、杂基、胶结物粒、杂基、胶结物和和孔隙度孔隙度。其中杂基和胶结物可称为。其中杂基和胶结物可称为填隙物。填隙物。1、 颗粒：

15、颗粒：颗粒又称为碎屑，是由母岩继承下来的陆源碎屑物颗粒又称为碎屑，是由母岩继承下来的陆源碎屑物质沉积组分，占碎屑岩组成的质沉积组分，占碎屑岩组成的50%以上。包括矿物以上。包括矿物碎屑碎屑和和岩屑岩屑。 碎屑：碎屑：常见的几种矿物碎屑有石英、长石、重矿物等。常见的几种矿物碎屑有石英、长石、重矿物等。 岩屑：岩屑：是母岩的碎块，又称为岩块，是保持着母岩结构是母岩的碎块，又称为岩块，是保持着母岩结构的矿物集合体。的矿物集合体。2、杂基：、杂基：是碎屑岩中细小的机械成因组分，其粒级以泥为主，可包括一些细沙岩。最常见的是高岭石、水云母、蒙脱石等粒土矿物，有时见有灰泥和云泥。3、胶结物：、胶结物：胶结物

16、是碎屑岩中以化学沉淀方式形成于粒间孔隙中的自生矿物。它们有的形成于沉积同生期，但多数是成岩一后生期的沉淀产物。碎屑岩中主要胶结物包括硅质(石英、玉髓和蛋白石)、碳酸盐(方解石、白云石)和一部分铁质(赤铁矿、褐铁矿)。4、孔隙：、孔隙：是岩石中未被固体物质（不包括沥青质）充填的空间称为孔隙或裂缝，它是油（含沥青质）、气、水的富存场所。其可分为原生孔隙和次生孔隙两类（见下表）。 原生孔隙主要是粒间孔隙，即碎屑颗粒原始格架间的空隙。 次生孔隙绝大多数是形成于成岩中期之后及后生期，一般都是岩石组分发生溶解作用的结果。（二）（二）、碎屑岩的结构碎屑岩的结构 碎屑沉积物的结构总称为碎屑结构，是指在一定动力

17、条件下共生在一起的碎屑颗粒所具有的内在形貌特征的总和，其中包括粒度、分选度、圆度、支撑类型和孔隙等几个方面。1、粒度：粒度：是指粒状碎屑的粗细程度（碎屑颗粒的大小），是决定碎屑颗粒动力学行为的基本因素之一，对反映流体的动力特征具有重要意义。其粒级划分标准见（表2-2），在此以中国地质标准汇编为准。（据高等教材沉积学）（据地质调查标准汇编）表表2-2 粒级划分对比表粒级划分对比表续表续表2-2 粒级划分对比表粒级划分对比表据贵州省岩石命名分类原则1、粒度粒度 粒度分析粒度分析 ：其目的是研究碎屑岩的粒度大小和粒度分布。粒度分布及分选性是判别沉积时的自然地理环境以及水动力条件的良好标志。 粒度分析

18、的方法：粒度分析的方法：粒度分析方法的选择因碎屑颗粒的大小和岩石致密程度而异。对于砾石可以直接测量其线性值，也可以用量筒测量其体积；砂或疏松的砂岩多采用筛析法；粉砂和粘土可用沉速法或激光粒度分析法。固结紧密无法松解的岩石可采用图像分析仪进行自动粒度分析。 粒度资料的图解粒度资料的图解 ： 粒度分析的结果，是得到碎屑样品的粒度组分数据。对其数据形象化的图解常用的有直方图、频率曲线图、累积曲线和概率值累积曲线图。 直方图：是常用的粒度组分图件，它是由一系列相邻的长方块构成的。这种图的优点是能一目了然地表现出样品的粒度变化和各粒级碎屑的百分含量（如右图示）。 频率曲线图：频率曲线图： 就是将直方图上

19、各方块的顶边中点连接起来，绘制成一条圆滑曲线，与直方图类似，频率曲线也表示了样品的粒度分布（如图示）。 累积曲线图：累积曲线图：根据粒度分析成果中的累计重量百分比数作图（如下图示）。横坐标表示粒径，而纵坐标表示的是各粒级的累积含量。不同沉积环境形成的碎屑沉积物，其累积曲线形态是有差别的。滨海沉积和风成沉积的碎屑物质分选好，粒度范围窄，因而累积曲线很陡；洪流及冰川沉积分选差，粒度分布范围宽，累积曲线表现得平缓。 概率值累积曲线图：概率值累积曲线图：用累计百分比作图，横坐标为粒径值，纵坐标改用概率百分数标度。应用概率累计曲线图建立沉积环境的典型模式，这一研究成果是由维谢尔（Visher,1965,

20、1969）提出来的。 沉积物的粒度一般不是表现为单一的对数正态分布，因此其概率图总是由几个相交的直线段构成（见右图）不同环境下沉积物粒度概率曲线图不同环境下沉积物粒度概率曲线图 CM图解图解：C一M图(C一M plot)是应用每个样品的C值和M值绘成的图形。C值是累积曲线上1处对应的粒径，M值是累积曲线上50处对应的粒径。C值与样品中最粗颗粒的粒径相当，代表了水动力搅动开始搬运的最大能量；M值是中值，代表了水动力的平均能量。 C一M图是帕赛加（Passega,1957,1964）提出的，他将搬运沉积物的底流分为两种形式：牵引流、重力流。两者在C一M图上有着较明显的区别（见下图） 小结小结，粒度

21、分析可以提供沉积环境方面，特别是水动力条件方面的资料，但粒度分析方法并不是总能得到理想的结果。这是因为粒度分布是环境流体动力因素的产物，但类似的动力条件可以出现于不同环境；而不同成因的碎屑沉积物又可能混合出现。加上物源供应、构造条件等各种因素上的差别，情况常常十分复杂。 因此，只有将粒度分析资料与沉积构造、生物特征、地质背景等结合起来共同作为环境判别的标志，才能得出正确的结论。 2、圆度：度： 是指碎屑颗粒的原始棱角被磨圆度的程度，是碎屑的重要结构特征之一。碎屑岩的圆度一方面取决于它在搬远过程中所受磨蚀作用的强度及搬远距离的长度，另一方面也取决于碎屑本身的物化性质及它原始形状、粒度等。对手标本

22、的观察描述，通常把碎屑的圆度划分为四个级别： 棱角状棱角状：碎屑的原始棱角无磨蚀痕迹或只受到轻微的磨蚀，其原始形状无变化或变化不大。 次棱角状次棱角状：碎屑的原始棱角已普遍受到磨蚀，但磨蚀程度不大，颗粒原始形状明显可见。 次圆状次圆状：碎屑的原始棱角已受到较大的磨蚀，其原始形状已有了较大的变化，但仍然可以辨认。1、圆状：、圆状：碎屑的原始棱角已基本或完全磨蚀，颗粒原始形状已难以甚至无法辨认，碎屑颗粒大小呈球状、椭圆状。圆度的形状和分级见下图示 3、分选度：分选度： 表示分选程度的参数，通常是指碎屑颗粒大小的均匀程度，或者说表现围绕几种趋势的离差。它是一定沉积物颗粒粒度与一定的水动力条件相适应的

23、结果，其分选性的好差可以作为环境标志。碎屑颗粒在搬运和堆积过程中，在水流和波浪甚至风力作用下不断进行分选一般来讲，随着搬运距离的增大，以及水流或波浪改造作用的增强，颗粒大小也愈来愈趋于一致，分选性也就愈好一般定性描述只用目估，可将其划分为极好、好、中等、差和极差等5个级别（见下图）。 4、支撑类型：、支撑类型： 在碎屑岩中，碎屑颗粒和填隙物间的关系称为支撑类型或支撑类型。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。 首先，按碎屑和杂基的相对含量可以分为杂基支撑和颗粒支撑两大类； 其次按颗粒和填隙物的相对含量和相互关系可以分为基底式胶结(或半基底式胶结)、孔隙式胶

24、结、接触式胶结和镶嵌胶结等（见下图）。 a 基底式胶结基底式胶结:碎屑颗粒在杂基中大多彼此不相接触而呈漂浮状孤立地分布。基底胶结形成于沉积期，一般反映快速堆积的密度流沉积特点。 b 孔隙式胶结孔隙式胶结:其大部分颗粒彼此直接接触，填隙物可以是粘土杂基，也可以是化学胶结物。反映了稳定水流沉积作用和波浪淘洗作用的特征。 c 接触式胶结接触式胶结:属于颗粒支撑类型，胶结物只在颗粒接触处才出现。 d 镶嵌式胶结镶嵌式胶结: 在成岩期的压固作用下，特别是当压溶作用明显时，砂质沉积物中的碎屑颗粒会更紧硐地接触。5、碎屑沉积物的成熟度：、碎屑沉积物的成熟度： 碎屑沉积物主要来源于母岩风化，它们在沉积作用中还

25、会继续遭受各种物理、化学作用，因此沉积物的成分和结构要受风化强度和沉积作用中物理、化学作用强度的共同控制。就一般规律而言，两种作用强度都与作用条件和作用时间有关，总趋势是随时间延长而逐渐增强，所形成的沉积物也将在成分和结构上向着某种理想的终极状态趋近。实际沉积物与这种理想终极状态的接近程度就称为它的成熟度(maturity)。它包含成分成熟度和结构成熟度两个方面.a 成分成熟度成分成熟度(compositonal maturity) 也称矿物成熟度，指碎屑沉积物中碎屑成分与稳定成分极端富集的终极状态的接近程度。成分成熟度就用沉积物中稳定性较高与稳定性较低的碎屑成分的含量之比来衡量，这个比值就称

26、为成分成熟度指数(CMI)。但成分与粒度的关系很密切，故实际使用的CMI随沉积物粒度的不同而不同。 成分成熟度与沉积物形成时的气候背景和构造背景有关。按背景控制的一般原理，当包括母岩区和沉积盆地在内的整个构造体系活动强烈时，剥蚀速度加快、搬运距离缩短，埋藏速度增高，气候的影响将退居次要位置，常常形成低成分成熟度的沉积物。只有在整个构造体系活动平稳缓慢时，相对湿热或干冷的气候才会分别有利于形成成分成熟度较高和较低的沉积物，这时母岩风化强度的影响常常是主要的。实际工作中,在比较成分成熟度的高低时，必须在相同粒度的沉积物之间使用相同的CMI值进行比较。b 结构成熟度结构成熟度(textural ma

27、turity) 指碎屑沉积物与无基质、分选、磨圆度极好的终极状态的接近程度。Folk(1951)曾将结构成熟度划分为不成熟、次成熟、成熟和极(超)成熟4级(或4期)，陈屏杨(1968)又增加了一级极不成熟(见表)。结构成熟度的内涵表明，所有影响基质含量和分选、磨圆的因素都将影响结构成熟度的高低。高的剥蚀速度、短时间、短距离和悬浮搬运以及缺少淘洗显然更容易造成低的结构成熟度，反之，缓慢剥蚀埋藏、长时间、长距离和滚、跳动搬运以及充分淘洗将有利于提高结构成熟度。 (三三)、碎屑岩沉积构造和颜色、碎屑岩沉积构造和颜色 沉积岩的构造和颜色是沉积岩重要的宏观特征之一。 沉积岩的构造即沉积构造是指沉积物沉积

28、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，有原生构造和次生构造。研究沉积岩的原生构造，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，有的还可确定地层的顶底层序等。1、沉积构造的分类、沉积构造的分类 目前对沉积构造主要有两种分类方案，一种是构造形态分类，另一种是构造成因分类。在此采用构造形态结合成因分类，大类按成因划分，次一级分类按分布和形态划分(见表)。 、流动成因的沉积构造、流动成因的沉积构造 沉积物在搬运和沉积时，由于介质（如水、空气）的流动，在沉积物内部及表面形成的构造。其主要有层理构造和层面构造。（1）层理构造）层理构造： 是沉积岩中最重要的一种构造。它

29、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。组成层理的要素有细层、层系、层系组（见右图）。细层（纹层）细层（纹层）：具有比较均一的成分和结构，是相同水动力条件下同时形成的，是组成层理的最小单位。层系层系：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。 层系组层系组：是由两个或两个以上的相似层

30、系组成的，是在同一环境的相似水动力条件下形成的。（1）层理构造）层理构造 层理构造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；而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、交错层理等。 块状层理：块状层理： 是层内物质均匀、组分和结构上无差异、不显细层构造的层理。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。另外，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。 韵律层理：韵律层理： 由层与层间平行或近于平行的、从数毫米至数十厘米的等

31、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。 水平层理：水平层理： 水平层理主要产于细碎屑岩(泥质岩、粉砂岩)和泥晶灰岩中，细层平直并与层面平行，细层可连续或断续。水平层理是在比较弱的水动力条件下，由悬浮物沉积而成因此，它出现在低能的环境中。粒序层理：粒序层理： 又称为递变层理。从层的底部至顶部，粒度由粗逐渐变细者称为正粒序，若由细逐渐变粗则称为逆粒序（见右图

32、所示）。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。 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地增大、悬浮搬运中的粗碎屑沉积物越来越多有关。 平行层理：平行层理： 平行层理主要产于砂岩中，在外貌上与水平层理极相似，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。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。 交错层理：交错层理： 是最常见的一种层理类型。在层系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

33、称为斜层理。根据交错层理内层系的形状不同，通常分为：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。下面介绍几种常见的交错层理。波状层理：波状层理： 层内的细层成连续的波状；如细层不连续，则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。 a、流水成因的交错层理、流水成因的交错层理 流水沙纹（小型）层理及爬升流水沙纹（小型）层理及爬升沙纹层理：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；

34、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(如右图所示)。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及槽状交错层理： 中型至大型的板状交错层理主要由沙浪迁移形成，层系呈板状，层系厚度大于3cm，可达1m或更厚。槽状交错层理主要由沙丘迁移形成，层系呈槽状或小舟状(如下图所示)，槽的宽度和深度都可从几厘米到数米。贵定县新场坝顶溪一带贵定县新场坝顶溪一带O1h白云岩下部的板状交错层理白云岩下部的板状交错层理

35、 冲洗层理冲洗层理 （贵定县乌泥贵定县乌泥 O1h ） b、波浪成因的交错层理、波浪成因的交错层理 浪成沙纹层理浪成沙纹层理: 由浪成沙纹迁移形成的交错层理即浪成沙纹层理。由对称波浪产生啁浪成沙纹层理，是由倾向相反、相互超覆的前积层组成，内部具有特征的人字形构造(如下图所示)。 冲洗交错层理冲洗交错层理: 当波浪破碎后，继续向海岸传播，在海滩的滩面上，产生向岸和离岸往复的冲洗作用，形成冲洗交错层理，又称为海滩加积层理(如下图所示)。这种层理的特征是：层系界面成低角度相交；相邻层系中的细层面倾向可相同或相反，倾角不同等。 丘状交错层理和洼状交错层理丘状交错层理和洼状交错层理: 在正常的浪基面以下

36、，风暴浪基面之上的陆棚地区，由风暴浪形成一种重要的原生沉积构造。丘状交错层理是由一些大的宽缓波状层系组成，外形上像隆起的圆丘状，向四周缓倾斜;底部与下伏泥质层呈侵蚀接触，顶面有时可见到小型的浪成对称波痕；其主要出现于粉砂岩和细砂岩中，常有大量云母和碳屑（如下图所示） 。 洼状交错层理是彼此以低角度交切浅洼坑，浅洼坑的宽度一般为15m，其内充填的细层与浅洼坑底界面平行，而向上变成很缓的波状并近于平行的层理（如下右图所示） 。 c、潮汐成因的交错层理及其它构造、潮汐成因的交错层理及其它构造 羽状交错层理羽状交错层理：是涨潮流形成的前积层与退潮流形成的前积层交互而成，在层面上层系互相叠置，相邻层系的

37、细层倾向正好相反，呈羽毛状或人字形。 再作用面构造：再作用面构造： 再作用面是指同一层系内的一个侵蚀面，再作用面的形成与水流的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另一组的前积层，这一侵蚀面即为再作用面(如下图所示)。 潮汐层理潮汐层理： 潮汐层理包括脉状层理、透镜状层理及波状复合层理(如图下图所示)。这些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

38、始时，波脊上的泥被削去而波谷中的泥被新沙纹覆盖而保存，最终形成脉状层理。透镜状层理的特征是在泥质层中夹有砂质透镜体，其形成的条件与脉状层理相反。波状复合层理是上述两种层理之间的过渡类型。是呈砂泥互层的波状层理。d、风成的交错层理、风成的交错层理 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。 风成沙纹风成沙纹：主要由跳跃和表面蠕动的颗粒向前移动形成，沙纹脊之间的距离等于跳跃颗粒的轨道长度，(巴格诺尔德，1954)。 风成沙丘风成沙丘：风成沙丘上的流动分离作用发生在折点处，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

39、丘的大小，不受流动深度的限制，主要和风速及所夹砂量有关。因此，风成沙丘形成的交错层理特点是：规模大，层系的厚度一般由几十厘米到12m，有时可达10m以上。 （2）层面构造）层面构造 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；有的保存在岩层的底面上，特别是下伏层为泥岩的砂岩底面上保存下来的铸模，如沟模、槽模等，总称为层面构造，主要有以下几种。 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。通常用垂直波脊的剖面来描述波痕（下图所示）。

40、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、冰成波痕。a 流水波痕流水波痕： 流水浪痕按大小及形态可分为三类：小型的，由于大型、巨型流水波痕的表面很容易被流水侵蚀，而只留下内部构造，所以，沉积物中常见的是小型流水波痕。 (如右图所示)。 b 浪成波痕浪成波痕： 浪成波痕可分为对称的和不对称的两种。前者的特点是波脊两侧对称，波峰尖，波谷圆滑，大多数波脊平直，部分出现分叉。至于不对称的浪成波痕，外形上与流水波痕相似。 c 风成波痕风成波痕： 风成波痕常具平直的、平行的波脊，形状不对称。波痕指数与粒度成反比，而与风速成正比；其不对称指数与粒度成正比，而与风速成反比。 波痕的环境意义

41、波痕的环境意义： 由于波痕的形成受到水动力条件及沉积物类型的控制，根据波痕的类型可以了解沉积物形成的条件并指示介质流动的方向。虽然有些波痕可以在不同的沉积环境中出现，但是它们的形态及分布，特别是相对丰度是不相同的。所以，波痕的类型和特征，仍是识别沉积环境的重要依据之一。在浅水砂质环境中波痕最丰富。 原生流水线理或剥离线理构造：原生流水线理或剥离线理构造： 这种构造常出现在具有平行层理的薄层砂岩中，沿层面剥开，出现大致平行的非常微弱的线状沟和脊，常代表水流方向，所以斯托克斯(wLStokes，1947)定为原生流水线理；因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

42、滚动留下的痕迹，所以与平行层理经常共生。 冲刷面：冲刷面： 由于流速的突然增加，流体对下伏沉积物冲刷、侵蚀而形成的起伏不平的面称为冲刷面，冲刷面上的沉积物比下伏沉积物粗。 侵蚀模（槽模）：侵蚀模（槽模）： 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：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，而在砂岩底面上保存的印模，称为刻蚀模。最常见的刻蚀模有沟模、跳模、刷模、锯齿模等。、同生变形构造、同生变形构造 沉积物沉积后，在固结成岩之前，还处于富含孔

43、隙水的状况下所发生的形变，均称为同生变形构造。变形的程度可以从轻微的扭曲层到复杂的“褶曲”层、破碎层及变位层。同生变形构造包括包卷构造、重荷模、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。引起沉积物形变的机理有以下四种： 由于密度大小不同的沉积物形成密度差，在不均匀压力的作用下，引起物质垂向移动。 沉积物的液化和流化作用。 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。 重荷模又称为负荷构造：重荷模又称为负荷构造： 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。它是由于下伏饱和水的塑性软泥承受上覆砂

44、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，同时泥质以舌形或火焰形向上穿插到上覆的砂层中，形成火焰状构造。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在垂向上再调整所产生的。 砂球和砂枕构造：砂球和砂枕构造： 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。 包卷构造：包卷构造： 包卷构造或包卷层理、旋卷层理、扭曲层理，是在一个层内的层理柔皱现象，表现为连续的开阔“向斜”和紧密“背斜”所组成。它与滑塌构造不同，虽然

45、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变正常，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。 滑塌构造：滑塌构造： 是指已沉积的沉积层在重力作用下发生运动和位移所产生的各种同生变形构造的总称。沉积物可以顺斜坡呈非常缓慢的运动与蠕动，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。 碟状构造和柱状构造：碟状构造和柱状构造： 这类构造属于泄水构造，它是迅速堆积的松散沉积物内由于孔隙水的泄出而形成的同生变形构造。在孔隙水向上泄出的过程中，破坏了原

46、始沉积物的颗粒支撑关系，而引起颗粒移位和重新排列，形成新的变形构造，如碟状构造、柱状构造。 、暴露成因构造、暴露成因构造 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、表面干涸收缩，或者受到撞击而形成的，如干裂、雨痕、干裂、雨痕、泡沫痕和冰成痕泡沫痕和冰成痕等。这些构造具有指示沉积环境及古气候的意义。 干裂：干裂：又称为龟裂纹、泥裂，是指泥质沉积物或灰泥沉积物，暴露干涸、收缩而产生的裂隙，在层面上形成多角形或网状龟裂纹，裂隙成“V”形断面，也可呈“U”字型。裂隙被上覆层的砂质、粉砂质充填。 雨痕及冰雹痕：雨痕及冰雹痕：是雨滴或冰雹降落在泥质沉积物的表面，撞击成的小

47、坑。冰雹痕似雨痕，但坑比雨痕大些、深些，且更不规则，边缘更粗糙些。 流痕：流痕：是在水位降低，沉积物即将露出水面时，薄水层汇集在沉积物表面上流动时形成的侵蚀痕。一般呈齿状、梳状、穗状、树枝状、蛇曲状等。 泡沫痕：泡沫痕： 是沉积物近于出露水面时，水泡沫在沉积物表面暂停留所留下的半球形小坑，坑壁光滑，边缘无凸起，很像小的痘疤，常成群出现，大小悬殊。 冰成痕：冰成痕： 冰成痕包括冰晶印痕(常呈线状、放射状、树枝状，如右图所示)和冰融痕(不规则圆状)，是气候的标志。、化学成因的构造、化学成因的构造 有些构造(如结核、缝合结核、缝合线、叠锥等线、叠锥等)与化学溶解、沉淀作用有关。 结核：结核： 是岩石

48、中自生矿物的集合体。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状，从几毫米到几十厘米，分布较广。按成分可分为钙质结核、硅质结核、黄铁矿结核、磷质结核、锰质结核等。 缝合线缝合线： 最常见于碳酸盐岩中，但也出现在石英砂岩、硅质岩及蒸发岩中。在垂直层面的切面中呈锯齿状微裂缝，颇似头盖骨接缝。从立体上看则为参差不齐的垂直小柱(缝合柱)。关于缝合线的成因，假说很多，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。缝合线的形态是多种多样的，如锯齿状及波状。、生物遗迹构、生物遗迹构造造 生物遗迹构造，即生物遗迹化石，是指保存在沉积

49、物层面上及层内的生物活动的痕迹。遗迹化石可按形态及行为方式不同分类，主要分为七种常见类型(如右图所示)。下面介绍几种常见的遗迹化石类型：下面介绍几种常见的遗迹化石类型： 居住迹：居住迹： 亦称居住构造或居住潜穴，是由潜底动物群或内栖动物群建造的。造迹生物包括食悬浮物和食沉积物的生物，甚至还有食肉动物。 爬迹：爬迹： 在这里是指运动痕迹的总称，包括所有由动物跑动、走动、慢步或快步爬行和蠕动爬行以及横穿沉积物犁沟式拖行等活动所建造的各种痕迹。爬迹的路线或呈直线形、弯曲路线和无目的的紊乱划痕等型式。 停息迹：停息迹： 又称为休息痕迹或栖息迹，它包括动物的静止、栖息、隐蔽或伺机捕食等行为在沉积物底层上

50、停止一段时问所留下的各种痕迹。 进食迹进食迹(Fodinichnia)： 又称为进食构造，是食沉积物的内栖动物活动时留下的层内潜穴。这种潜穴一方面被造迹生物用来进行半永久性居住，同时又可从中加工沉积物来吸取食物。所以，它是食沉积物的动物挖潜沉积物并从中摄取有机质所营建的潜穴构造。 觅食迹觅食迹(Pascichnia)： 又称为牧迹，属觅食拖迹。这种痕迹是动物边运动边取食产生的，既可出现在沉积物表面，也可产生于底层内部。 逃逸迹：逃逸迹： 亦称为逃逸构造，是半固着生物或轻微活动动物在底层内快速向上移动或向下逃跑掘穴时遗留下来的痕迹。 耕作迹：耕作迹： 常称为图案型潜穴。在这种图案型潜穴系统中，动

51、物进行永久性居住和进食活动，它们的活动方式为耕作或圈闭式，或两者兼有之。 生物扰动构造：生物扰动构造： 广义的生物扰动构造即遗迹化石。它是生物破坏原生物理构造，特别是成层构造的过程。生物扰动构造可以被看做是一种破坏机制，它不仅使不同的沉积物发生混合，而且也将地球化学和古地磁信息变得模糊（见下图）。（3）碎屑岩的颜色）碎屑岩的颜色 碎屑岩的颜色是碎屑岩最醒目的标志，是鉴别岩石、划分和对比地层、分析判断古地理的重要依据之一。 a、碎屑岩颜色的成因类型、碎屑岩颜色的成因类型 碎屑岩的颜色，按成因可分为三类，即继承继承色、自生色和次生色色、自生色和次生色，继承色和自生色都是原生色。 继承色：继承色：主

52、要取决于碎屑颗粒的颜色，而碎屑颗粒是母岩机械风化的产物，故碎屑岩颜色是继承了母岩的颜色。 自生色：自生色：取决于沉积物堆积过程及其早期成岩过程中自生矿物的颜色。比如，含海绿石或鲕绿泥石的岩石常呈各种色调的绿色和黄绿色，红色软泥是因为其中含脱水氧化铁矿物(赤铁矿)。 次生色：次生色：是在成岩作用阶段或风化过程中，原生组分发生次生变化，由新生成的次生矿物所造成的颜色。这种颜色多半是由氧化作用、还原作用、水化作用或脱水作用，以及各种矿物(化合物)带入岩石中或从岩石中析出等引起的。b、引起碎屑岩颜色的原因、引起碎屑岩颜色的原因 碎屑岩的颜色主要取决于岩石的成分，即决定于岩石中所含的染色物质色素。实际上

53、，碎屑岩的颜色多半是由于含铁质化合物(绿、红、褐、黄色)或含游离碳(灰、黑色)等染色物质(即色素)造成的。c、颜色的意义和描述方法、颜色的意义和描述方法 对岩石颜色的研究意义在于一方面岩石的颜色和色调具有划分和对比地层的意义；另一方面，岩石的颜色通常具有一定的成因意义。 颜色的描述方法应以表示主要颜色为主，必要是在主要颜色之前附以补充色，并以深浅表示色调，例如深紫红色或浅黄灰色。二、碎屑岩沉积相各论二、碎屑岩沉积相各论第一节第一节 沙漠（风成）相沙漠（风成）相一、沙漠的环境特点 沙漠是大陆上雨量稀少、生物难以生存的干旱地区。因其蒸发量很大，又缺乏植被，所以风的作用十分强烈。与沙漠有关的干旱与半

54、干旱气候区，约占现代大陆面积的三分之一。 沙漠中由于风的吹扬作用使基岩裸露，并伴有崩裂的巨砾出现，形成“岩漠”。它常位于沙漠层序的最底部，分布于风蚀盆地和旱谷深处。风的吹扬和搬运，使沙质物质集中堆积，形成风成砂沉积，不能被搬运的砾石、卵石、粗砂残留下来，堆积而成“石漠”或称为“戈壁”。第一节第一节 沙漠（风成）相沙漠（风成）相二、沙漠的沉积类型及特征 沙漠按其沉积性质的不同，可分为岩漠、石漠(戈壁)、风成砂、旱谷、沙漠湖和内陆盐碱滩等沉积类型，下面简述它们的特征。(一) 岩漠沉积 岩漠是以剥蚀作用为主的平坦的岩石裸露地区，风的吹扬作用带走了细粒物质，仅在大石块背后的区域偶尔残留有少量棱角状砾石

55、或石块。岩漠沉积位于沙漠沉积层序的最底部，但在地层剖面中很难见到其保存。第一节第一节 沙漠（风成）相沙漠（风成）相(二) 石漠沉积 石漠又称为“戈壁”，是在地势平缓地区风蚀残留地面上的残余堆积，即风力以悬浮和跳跃方式所不能搬运走的残留粗粒沉积。主要组分为砾石和粗砂，分选差至中等，频率曲线为双峰式。砾石以稳定组分为主，其表面有撞击痕和破裂现象，风的磨蚀作用可形成风棱石。细砾石在强风作用下可形成砾石丘，常具有大型交错层理。沉积厚度较薄，一般仅数厘米，但分布和延伸较远。石漠沉积也可以与沙丘砂成互层产出，或呈沙丘砂层间的薄砾石夹层(如右图所示)。现代石漠在中亚和非洲均有分布，我国西北地区的戈壁亦属于石

56、漠沉积。(三) 风成砂沉积 风成砂沉积，实际上是狭义的沙漠沉积。主要沉积物为风成砂，成熟度高，稳定矿物组分多，粘土含量低，分选极好，频率曲线为单峰；若为双峰，就有两种分选好的砂粒存在。 第一节第一节 沙漠（风成）相沙漠（风成）相 (四) 旱谷沉积 旱谷又称为干河洼地，是沙漠中长期干旱的河流，只有降雨才会有水流过。旱谷沉积是一种间歇性辫状河流沉积作用的产物。因具有暴洪特点，河道不固定，沉积速度快，顺坡堆积呈扇状，故称为旱谷冲积扇。在一个沉积旋回中有向上变细的趋势，其顶部为粘土或泥质沉积物，具有泥裂、雨痕等构造。所以汗谷的水流沉积常与风成沉积交替出现（见右图）。第一节第一节 沙漠（风成）相沙漠（风

57、成）相(五) 沙漠湖和内陆盐碱滩沉积 在许多沙漠的低洼地区，其潜水面已接近地表，其中有一些地方成为很浅的暂时性湖泊，称为沙漠湖。湖水主要来自间歇性洪水或渗入地下的地下水。这些湖泊在一年中大部分时间是干涸的，但也有半永久性的。沉积物由流水或风搬运而来，主要为粉砂或粘土沉积，各薄层常见递变层理。湖水干涸后，顶部粘土层发生干裂和卷曲碎片，因风沙覆盖而保存，常有石膏和石盐与其相伴生。 如果沙漠中的风蚀洼地不积水成湖而只出现潮湿的盐壳，就称之为内陆盐碱滩或干盐湖、内陆萨布哈。在我国西北地区的塔里木盆地、吐鲁番盆地、柴达木盆地的大沙漠中均有内陆盐碱滩存在。沉积物常为砂、粉砂、粘土和蒸发矿物组成的韵律层，蒸

58、发矿物包扩方解石、白云石、石膏、硬石膏和岩盐等。第一节第一节 沙漠（风成）相沙漠（风成）相一、概述 冰川是陆地上的降雪经过堆积和变质而成的一种流动的冰体体系。现代的冰川在世界上分布不广，据统计约占地表面积的3。然而在地质历史时期，却出现过几次规模巨大的冰期，它们在地层中保存有广泛的遗迹。 冰川环境是指直接同冰川冰接触的地区。其主要地质营力是冰川作用，突出的环境特征是温度很低，降水量大，蒸发量很小。通常将冰川分为山谷冰川、山麓冰川和冰盖或冰帽（见右图），冰川沉积是寒冷气候的标志。第二节第二节 冰川相冰川相 二、冰川的侵蚀、搬运和堆积作用 冰川以其与流水作用显著不同的特殊方式搬运和堆积沉积物。在活

59、动冰体之下，融水渗入到岩石的节理和裂隙之中，并在其中冻结膨胀，使岩石松散、破裂。松散的岩块冻结在冰川底部，并被冰川体从基岩上拔掘出来混入到活动的冰体之中，这种作用称为刨蚀作用。 第二节第二节 冰川相冰川相 二、冰川的侵蚀、搬运和堆积作用 混入在冰体中的碎屑呈“悬浮”状态随冰川整体运动。处于搬运状态的冰川沉积物。沿冰川边缘搬运的沉积物称为侧碛。两个冰川汇合在一起，侧碛汇合成中碛。陷人冰川裂隙或冰洞中的碎屑称为内碛。内碛降落或冰川刨蚀产生的底部碎屑称为底碛。当冰川消融时，各种冰碛混合在一起，最终在冰川前缘沉积，称为终碛(如图所示)。终碛不是一种搬运产物，而是一种沉积物。直接由冰川堆积的沉积物称为冰

60、碛物。它是一种未经分选的由泥质质点、砂粒、砾石以至巨大的岩块混合而成的块状堆积物。 第二节第二节 冰川相冰川相 沼泽是长期积水的洼地，或被较丰富的植物占据的低洼而潮湿的地面，水流不畅，介质处于还原条件。 沼泽的沉积物主要是粘土、富含有机质的淤泥和粉砂质沉积。由于在还原条件下，沉积物中的氧化铁在微生物作用下发生去氧作用，变成亚铁化合物，故沉积物呈现蓝灰色。 根据沼泽水动力条件、岩性组合以及沉积物特点，沼泽相可划分为三种基本类型：闭流沼泽、覆水沼泽和泥炭沼泽，第三节第三节 沼泽相沼泽相 一、闭流沼泽 以深灰色、黑色粉砂岩、粘土岩和粉砂质粘土岩为主。闭流沼泽中水体较浅，水介质运动微弱，一般层理不发育

61、，局部有不清晰的透镜状、波状、水平层理，含丰富炭化植物根茎化石碎片，杂乱排列，形成团状构造，或者含有保存较完好的垂直的植物根化石，常见菱铁矿、黄铁矿结核，局部含少量淡水动物化石，泥岩的硼含量低，一般不超过15mgL，SrBa比值小于1。多见于煤层底板，亦可见于煤层顶板或夹矸中，在我国华北中北部地区二叠系山西组中常见。第三节第三节 沼泽相沼泽相 二、覆水沼泽 覆水沼泽中水体相对较深，沉积物以黑色炭质页岩、炭质泥岩为主，部分可为含炭质较高的粉砂质粘土岩或碳质粉砂岩，发育水平层理或缓波状层理，沿层面可见大量炭化植物叶、茎碎片，偶含淡水动物化石，也含菱铁矿、黄铁矿结核。多见于煤层顶板，亦可见于煤层底板

62、或夹矸中，在我国华北中北部地区二叠系山西组及华北南部二叠系下石盒子组中常见。第三节第三节 沼泽相沼泽相三、泥炭沼泽 为闭流沼泽相和覆水沼泽相的过渡环境，也是主要的成煤环境。泥炭沼泽相是河漫滩、三角洲平原、滨湖等地区主要的聚煤环境。 第三节第三节 沼泽相沼泽相 (一) 、河流泛滥盆地泥炭沼泽 河流泛滥盆地泥炭沼泽系发育于河流的泛滥平原及岸后沼泽等微环境上的成煤环境。在适宜的气候条件下植物生长、死亡，导致泥炭沼泽化，从而成为大规模聚煤的环境。其垂向序列一般由河床滞留相或边滩相开始，向上过渡为天然堤相，进而形成煤层；煤层之上为漫滩湖泊相或边滩相沉积物所覆盖(如右图所示)。泛滥盆地泥炭沼泽成煤的特点是

63、：煤层层位较稳定，厚度变化大，硫分含量低，灰分含量变化较大，常有冲刷现象。第三节第三节 沼泽相沼泽相第三节第三节 沼泽相沼泽相(二) 三角洲平原泥炭沼泽 三角洲平原泥炭沼泽是三角洲水上平原部分水下平原部分泥炭沼泽化而形成的聚煤环境。 三角洲平原泥炭沼泽成煤的垂向序列一般为：底部由三角洲前缘分流河口砂坝相或分流河道相开始，向上过渡为分流间湾相或泛滥平原相，进而形成沼泽相和泥炭沼泽相，煤层上面过渡为沼泽相、分流河道相(如右图所示)。 三角洲平原泥炭沼泽形成的煤层分布面积广、厚度较大，但变化也较大，常被分流河道冲刷，煤层结构复杂，灰分中一高，硫分一般较低。一、概述 在干热气候条件下，地壳升降运动较强

64、烈的地区，风化、剥蚀作用剧烈，其形成的产物被山区的暂时性水流(雨水或洪水)或山区河流带走，当水流流出山口，地形坡度急剧变缓，水流向四方散开，流速骤减，碎屑物质大量沉积，形成锥状或扇状堆积体，称为洪积锥或洪积扇。它具有山区河流冲积成因的特点，故又称为冲积扇。第四节第四节 冲积扇相冲积扇相 二、冲积扇的沉积作用及沉积物类型 冲积扇的沉积作用基本有两种类型：一种类型起因于暂时性水流作用；另一种起因于泥石流及其有关的作用。暂时性水流作用主要是指那些发生在河流体系中的作用，它们以悬浮、跳跃和滚动方式搬运沉积物为特征。因此，暂时性水流沉积一般成层性好，含有指示不同流态的各种沉积构造，而且杂基含量少，呈碎屑

65、支撑，并含有叠瓦状及与流动方向有关的其他定向构造。泥石流及其有关作用的特点是含有大量泥质和粉砂质杂基。这些细粒物质支撑碎屑和岩块，并以粘性流体的块体方式进行搬运。因而泥石流及其有关沉积通常成层性差，几乎很少显示沉积构造和叠瓦状组构，但具有大量粘土杂基，呈杂基支撑。 第四节第四节 冲积扇相冲积扇相 根据上述冲积扇沉积物的成因，布尔(Bull，1972)提出如下的沉积物分类： 1)泥石流沉积物：其沉积物主要由泥石流或泥流沉积而成。 2)水携沉积物：其沉积物主要由暂时性水流沉积而成，可进一步划分为河道沉积物、漫流沉积物和筛积物。第四节第四节 冲积扇相冲积扇相三、冲积扇的几何形态特征三、冲积扇的几何形

66、态特征 第四节第四节 冲积扇相冲积扇相 冲积扇的几何形态主要取决于盆地边缘的构造背景，布尔(1972)根据其纵向剖面特征，提出以下几种主要形态类型。 1楔状体 其特点是紧靠山前沉积厚，而远离山前沉积物变薄或尖灭如下页图所示，这种形态特征反映了山脉的升降主要发生在冲积扇沉积作用开始之前，其结果导致源区供给大量的沉积物碎屑而形成典型的楔形沉积体。第四节第四节 冲积扇相冲积扇相 第四节第四节 冲积扇相冲积扇相2、透镜体状 其形态特征是向着山前和远离山前沉积厚度都变薄如图所示。这反映冲积扇沉积作用发生时期山脉不断地连续上升。由于山脉的持续上升，其山前不仅接受了大量的沉积物质，沉积厚度较大，而且紧靠山前

67、地区也同时遭受侵蚀，致使扇根沉积变薄而形成下凹的透镜状沉积体。第四节第四节 冲积扇相冲积扇相第四节第四节 冲积扇相冲积扇相四、冲积扇的亚相类型及沉积层序特征 根据现代冲积扇地貌及沉积物的分布特征，陆上冲积扇可进一步划分为扇根、扇中和扇端三个亚相(如左图所示)。第四节第四节 冲积扇相冲积扇相(一) 扇根 扇根或扇顶分布在邻近冲积扇顶部地带的断崖处，其特点是沉积坡角最大，并发育有单一的或23个直而深的主河道。其沉积物主要是由分选极差的、无组构的混杂砾岩或具有叠瓦状的砾岩、砂砾岩组成。一般呈块状构造，其砾石之间为粘土、粉砂和砂的杂基所充填。但有时也可见到不明显的平行层理、大型单组板状交错层理以及流速

68、衰减而形成的递变层理。也就是说，扇根的沉积物主要为泥石流沉积和河道充填沉积。第四节第四节 冲积扇相冲积扇相 (二) 扇中 扇中位于冲积扇的中部，并为其主要组成部分。它以具有中到较低的沉积坡角和发育的辫状河道为特征。因此，沉积物主要由砂岩、砾状砂岩和砾岩组成。与扇根沉积相比较，砂与砾比率增加，砾石碎屑多呈叠瓦状排列；在交错层中，它们的扁平面则顺倾斜的前积纹层分布。在砂和砾状砂岩中则出现主要由辫状河流作用形成的不明显的平行层理和交错层理，甚至局部可见逆行沙丘交错层理。河道冲刷一充填构造较发育，也是扇中沉积的特征之一。沉积物的分选性相对于扇根来说，有所变好，但仍然较差。第四节第四节 冲积扇相冲积扇相

69、 (三) 扇端 又叫扇缘，出现在冲积扇的趾部，其地貌特征是具有最低的沉积坡角和地形较平，缓。沉积物通常由砂岩和含砾砂岩组成，中夹粉砂岩和粘土岩；但有时细粒沉积物较发育，局部也可见有膏盐层。其砂岩粒级变细，分选性变好。除在砂岩和含砾砂岩中仍可见到不明显的平行层理、交错层理和冲刷一充填构造外，粉砂岩和泥岩则可显示块状层理、水平纹理以及变形构造和暴露构造(如干裂、雨痕)。第四节第四节 冲积扇相冲积扇相第四节第四节 冲积扇相冲积扇相 在冲积扇的不同部位，其沉积序列也不同(如图所示)。扇根的沉积序列主要为块状混杂砾岩和具有叠瓦状组构砾岩组成的正韵律沉积组合。扇中的沉积序列自下而上为具有叠瓦状组构的砾岩及

70、不明显的平行层理、交错层理砾状砂岩、砂岩组成。扇端的沉积序列通常为具有冲刷一充填构造的含砾砂岩，交错层理和平行纹理砂岩，以及水平纹理粉砂岩和块状层理泥岩；但有时也发育有变形构造，如旋卷纹理及球枕构造。一、河流的分类 河流是陆地上最活跃、最有生气的侵蚀、搬运和沉积地质营力。河流的侵蚀作用使河谷不断地加深和拓宽，导致河床的左右迁移。河流源源不断地把沉积物由陆地搬运到湖泊和海洋中去。同时，在搬运过程中，形成了广泛的河流沉积。根据不同参数可将河流分为平直、蛇曲、辫状、网状等类型（见下表）第五节第五节 河河 流流 相相 二、河流沉积相及相模式 河流相是河流沉积环境及其沉积物特征的综合。不同类型河流的沉积

71、环境及沉积物特征有所不同。(一) 曲流河沉积相模式 曲流河是最常见的河流类型，也是研究程度最高的一类河流。根据次一级环境及其沉积物特征的不同，将曲流河相划分为河床、堤岸、河漫、牛轭湖四个亚相(如下图所示)第五节第五节 河河 流流 相相 1河床亚相 河床亚相又称为河道亚相或底层亚相。其岩石类型以砂岩为主，次为砾岩，碎屑粒度是河流相中最粗的。层理发育，类型丰富多彩。缺少动植物化石，仅见破碎的植物枝、干等残体，岩体形态多具有透镜状，底部具有明显的冲刷界面。 2堤岸亚相 堤岸亚相在垂向上发育在河床沉积的上部，属河流相的顶层沉积。与河床沉积相比，其岩石类型简单，粒度较细，小型交错层理为主。可进一步分为天

72、然堤和决口扇两个沉积微相。第五节第五节 河河 流流 相相(1) 天然堤 天然堤主要由细砂岩、粉砂岩、泥岩组成，粒度比边滩沉积细，比河漫滩沉积粗，垂向上突出的特点是砂、泥岩组成薄互层。层理构造以小型波状交错层理、槽状交错层理为特征，其垂向序列是下部砂质岩发育交错层理，上部泥质岩则发育水平纹层。由于间歇性出露水面，钙质结核发育，泥岩中可见干裂、雨痕、虫迹以及植物根等。(2) 决口扇 决口扇沉积主要由细砂岩、粉砂岩组成。粒度比天然堤沉积物稍粗。具有小型交错层理、波状层理及水平层理，冲蚀与充填构造常见。常有河水带来的植物化石碎片。岩体形态呈舌状，向河漫平原方向变薄、尖灭，剖面上呈透镜状。第五节第五节

73、河河 流流 相相3河漫亚相 河漫亚相是平原河流的亚相类型，位于天然堤外侧，这里地势低洼而平坦，洪水泛滥期间，水流漫溢天然堤，流速降低，使河流悬浮沉积物大量堆积。由于它是洪水泛滥期间沉积物垂向加积的结果，故又称为泛滥盆地沉积。 河漫亚相沉积类型简单，主要为粉砂岩和粘土岩。根据环境和沉积特征，可进一步划分为河漫滩、河漫湖泊和河漫沼泽三个沉积微相。第五节第五节 河河 流流 相相(1) 河漫滩 河漫滩是河床外侧河谷底部较平坦的部分。平水期无水，洪水期水漫溢出河床，淹没平坦的谷底，形成河漫滩沉积。 河漫滩沉积以粉砂岩为主，亦有粘土岩的沉积。平面上距河床越远粒度越细，垂向上有向上变细的趋势。波状层理和斜波

74、状层理(洪水层理)为主。 第五节第五节 河河 流流 相相 (2) 河漫湖泊 河漫湖泊是河漫平原上最低的部分。在平原区的弯曲河流中，当河床在一个比河岸两侧地形高的“冲脊”上流动，洪水期河水漫溢至河床两侧河漫滩上，洪水期后，低洼地区就会积水，形成了河漫湖泊。 ， 河漫湖泊以粘土岩沉积为主，并有粉砂岩出现，是河流相中最细的沉积类型。层理一般发育不好。第五节第五节 河河 流流 相相(3) 河漫沼泽 又称为岸后沼泽。它是在潮湿气候条件下，河漫滩上低洼积水地带植物生长繁茂并逐渐淤积而成，或是由潮湿气候区河漫湖泊发展而来。沉积物不仅有泥质，而且有大量砂质沉积.第五节第五节 河河 流流 相相第五节第五节 河河

75、 流流 相相4. 河漫湖泊 弯曲河流的截弯取直作用使被截掉的弯曲河道废弃，形成牛轭湖。截弯取直作用可有两种情况：其一是随着河流的弯度愈来愈大，形成很窄的“地峡”，这时可由一次特大洪水作用冲掉“地峡”，使河道取直，称为“曲颈取直”；其二是沿着冲沟冲刷出一个新河床，使河道取直，称为“冲沟取直”，有人也称为“串沟取直”(如右图所示)。 牛轭湖沉积主要为粉砂岩及粘土岩。常含有淡水软体动物化石和植物残骸。岩体呈透镜状，延伸最大可达数十公里，厚可达数十米。 (二) 辫状河沉积相模式 前已述及，辫状河多发育于山区，具有多河道、河床坡降大、宽而浅、侧向迁移迅速等特点。按河流的微地貌特征；沃克和坎特(alker

76、 and Cant)提出了辫状河沉积的立体模型(如下图所示)。发育的心滩(或称为河道砂坝)是辫状河最突出的特征，其边滩不发育，成为与曲流河环境的重要区别。 心滩的形成与河流的水动力结构有一定关系。因辫状河弯曲度较低，在短距离内河床近似于顺直河道。在这种河道中，由表流和底流构成的连续的螺旋形前进的横向环形水流。表流为发散水流，由中部向两岸流动，并冲刷侵蚀两岸；底流由两岸向河流中心辐聚，并携带沉积物在河床中部堆积下来，从而形成心滩。心滩沉积物一般粒度较粗，成分复杂，成熟度低。第五节第五节 河河 流流 相相 第五节第五节 河河 流流 相相与曲流河相比，辫状河在垂向层序上有以下特点 1) 河流二元结构

77、的底层沉积发育良好，厚度较大，而顶层沉积不发育或厚度较小。 2) 底层沉积的粒度粗，砂砾岩发育。 3) 由河道迁移形成的各种层理类型发育，如块状或不明显的水平层理、巨型槽状交错层理、单组大型板状交错层理等。第五节第五节 河河 流流 相相 对辫状河迄今未能概括出一个典型的垂向模式，而加拿大魁北克省泥盆纪巴特里角砂岩的垂向层序(如右图所示)可作为辫状河垂向模式的代表。其沉积层序的最底部为河床滞留沉积，以含泥砾的粗砂岩和砾质砂岩为主，其上为不清晰的大型槽状交错层理含砾粗砂岩(A)和具有清楚槽状交错层理粗砂岩(B)以及板状交错层理砂岩(C)。再向上主要由小型板状交错层理砂岩(D)组成，偶见大型水道冲刷

78、充填交错层理砂岩(E)。顶部由垂向加积沉积波状交错层理粉砂岩和泥岩互层(F)及一些具有模糊不清的、角度平缓的交错层理的砂岩(G)组成。 (三) 网状河沉积相模式 网状河主要发育在坡度平缓的河流中、下游地区，它是由几条弯度多变的、相互连通的河道组成的低能复合体，沉积环境较为稳定；河流搬运方式以悬浮负载为主，沉积作用则以垂向加积为主；沉积物类型主要为河道、冲积岛、泛滥平原沉积。 网状河的河道间大量发育的冲积岛和泛滥平原沉积，沉积物质主要为富含泥炭的粉砂和粘土，侧向上可相变为粗粒河道沉积，垂向上可与因洪水漫溢作用形成的决口扇沉积交互成层。 网状河沉积的最大特点及与其他河流类型的主要区别是泛滥平原分布

79、极为广泛，几乎占河流全部沉积面积的6090。因此，厚度巨大的富含泥炭的粉砂和粘土是网状河流占优势的沉积物。第五节第五节 河河 流流 相相 四、河流沉积组合和沉积体系 沉积体系是指受同一物源和同一水动力系统控制的、成因上有内在联系的沉积体或沉积相在空间上有规律的组合。从上游的冲积扇、辫状河至中下游的曲流河、网状河，到海湖形成的三角洲，它们的沉积相(即沉积环境和沉积特征)虽各不相同，但其沉积物来自同一物源并受同一水动力系统所控制，而且在空间上有规律地依次出现，彼此在成因上有密切联系。通常把它们归属于同一沉积体系，称为冲积沉积体系。 各种河流类型沉积特征的比较见下表。第五节第五节 河河 流流 相相第

80、五节第五节 河河 流流 相相第五节第五节 河河 流流 相相 湖泊是大陆上地形相对低洼和流水汇集的地区，现代湖泊并不多，全球现代湖泊总面积约250万平方千米，仅占陆地面积的1.8%。一、湖泊类型 根据湖泊的成因、盐度、沉积物的性质和气候环境可分为很多种类型。成因类型的有:构造湖、河成湖、火山湖、岩溶湖、冰川湖等。盐度类型的有：淡水湖、半咸水湖、咸水湖、盐湖。沉积物的性质和气候环境类型的有：陆源碎屑湖、内源性化学湖、内源性生物湖、沼泽化湖、干盐湖、内陆萨布哈沉积湖等。第六节第六节 湖湖 泊泊 相相二、湖泊环境的水动力特征 按照湖水运动机制和特点，湖泊的水动力作用类型可分为湖浪、湖流、假潮、水体分层

81、。 (一) 湖浪 在风力的直接作用下，湖泊的水面可形成较强的波浪，即湖浪。湖浪的发生、停息、强度和范围主要取决于风速、风向、吹程和持续的时间以及湖泊的水深等因素。湖浪对湖岸和湖底进行冲刷并搬运碎屑物质，形成各种侵蚀和沉积地形，如浪蚀湖岸、湖滩、砂嘴和障壁砂坝等。第六节第六节 湖湖 泊泊 相相 (二) 湖流 湖流是湖水大规模的、有规律的、流速缓慢的流动。按其成因可分为风生流、河水吞吐流和入湖河水的惯性流。风生流是由风对湖面的摩擦力和风对波浪迎风面的压力作用使表层湖水向前运动。河水的吞吐流是由于河湖的水量交换引起湖面倾斜，入流处水量堆积，出流处水量流失，从而形成水力梯度使湖水向前运动。 入湖河水的

82、惯性流是指河流入湖后，由于流水的惯性作用在湖泊内继续向前运动的流体。而在有的情况下，河流入湖后继续向前流动，几乎不发生扩散，即形成惯性流。惯性流第六节第六节 湖湖 泊泊 相相(三) 假潮 风的剪切和低的气压将造成湖水体的大规模起伏，这种波动，被称为假潮。这是由于水在湖面的一端堆积造成，堆积的力量释放后，水就沿湖的延长方向传播，形成一种大规模波浪状起伏运动。 (四) 湖泊水体分层 水体分层是湖泊体系的重要特点之一。表层水温度随季节的变化产生密度分层，即上部为湖面温水层，下部为较冷的、密度较大的湖底静水层，这两层被温跃层隔开。第六节第六节 湖湖 泊泊 相相三、湖泊亚相划分 湖泊虽然类型很多，但其亚

83、相划分原则基本相同，即从湖泊整体着眼，根据所在位置和湖水深度两个基本条件划分。 根据洪水面、枯水面和浪基面，把湖泊相划分为滨湖亚相、浅湖亚相、半深湖亚相和深湖亚相(如下图a所示) ，平面上它们大致呈环带状分布(如图 b所示) 。剖面图第六节第六节 湖湖 泊泊 相相(一) 滨湖亚相 滨湖亚相位于洪水期岸线与枯水期岸线之问，其经常受到湖水进退的影响，时而为湖水淹没，时而出露水面。滨湖区的沉积环境复杂，水动力条件变化大，属于问歇性的强水动力条件和氧化环境。 滨湖带主要沉积物有砾、砂、泥和泥炭。砾质沉积一般发育在陡峭的基岩湖岸，砾石来自裸露的基岩，在地层中常呈透镜状层出现。砂质沉积是滨湖相带中发育最广

84、泛的沉积物，它们主要都是在汛期被河流带到湖中，又被波浪和湖流搬运到滨湖带堆积下来。其沉积积构造主要是各种类型的水流交错层理和波痕。 滨湖带是周期性暴露环境，在枯水期由于许多地方出露在水面之上，常形成许多泥裂、雨痕、脊椎动物的足迹等暴露构造。因此，各种暴露构造的出现及沼泽夹层就成为滨湖沉积相区别于其他相类型的重要标志。第六节第六节 湖湖 泊泊 相相 (二) 浅湖亚相 浅湖亚相是指枯水期最低水位线至证常浪基面之问的地带。其岩性由浅灰、灰绿色泥岩与砂岩组成，并常见鲕粒灰岩和生物碎屑灰岩。砂岩常具有较高的结构成熟度，多为钙质胶结，呈平行层理、浪成沙纹层理和中一小型交错层理等多种层理。 浅湖亚相带属弱氧

85、化至弱还原环境，也具有一定的生油能力，但生油岩的质量和丰度远不及深湖亚相。 第六节第六节 湖湖 泊泊 相相 (三) 半深湖亚相 位于正常浪基面以下、风暴浪基面以上的湖底范围，地处缺氧的弱还原一还原环境。岩石类型以粘土岩为主，常具有粉砂岩、化学岩的薄夹层或透镜体，水平层理发育，问有细波状层理。除此之外，还可有风暴沉积和重力流沉积。 当湖盆面积较小，沉积特征不明显时，很难分出此亚相。第六节第六节 湖湖 泊泊 相相 (四) 深湖亚相 位于湖盆中水体最深部位，在断陷湖盆中偏于靠近边界断层的断陷最深的一侧，地处缺氧的还原环境。岩性的总特征是粒度细、颜色深、有机质含量高，岩石类型以质纯的泥岩、页岩为主，并

86、可发育有灰岩、泥灰岩、油页岩，层理发育，主要为水平层理和细水平纹层。 在许多深湖亚相中，都有湖泊重力流的形成，是岩性圈闭油藏勘探的重要目标.第六节第六节 湖湖 泊泊 相相 (五) 湖湾亚相 湖湾地区水体流通不畅，波浪和湖流作用弱，无大河注入，故水体较平静，湖底缺氧，沉积物以细粒的泥页岩为主，也可夹少量劣质油页岩和白云岩。若湖湾为碳酸盐环境，可发育泥灰岩、生物灰岩、鲕粒灰岩和白云岩。第六节第六节 湖湖 泊泊 相相四、湖泊沉积模式及其演化（一）断陷型湖泊 断陷型湖泊在其发育过程中经历了初期裂陷、中期深陷扩张和晚期抬升收缩三个演化阶段，各发育阶段的沉积特征不同。 1、断陷型湖泊的初期裂陷阶段 这一时

87、期湖泊中的沉积物的分布型式较复杂，受构造活动、气候和物源影响较大。这一阶段湖盆处于一种浅水充氧湖泊的环境，形成大面积分布的洪水成因的砂体。第六节第六节 湖湖 泊泊 相相2、断陷型湖泊的中期深陷扩张阶段 这一阶段的湖泊常表现为山高、坡陡、水深的特征。若陆源碎屑物质供给的速度赶不上湖盆的沉降速度，湖盆处于欠补偿状态，则湖水愈来愈深，面积也逐渐扩大，这时最主要的沉积是厚层暗色泥岩、页岩，生油有机质的数量大、质量好，是断陷型湖泊的主要生油岩沉积时期。3、断陷型湖泊的晚期抬升收缩阶段 湖盆经过深陷扩张期后，盆地基底又逐渐抬升，并由大量沉积物的充填，这时各类近岸浅水砂体十分发育。第六节第六节 湖湖 泊泊

88、相相（二）坳陷型湖泊 坳陷型湖泊的构造演化以较均匀的整体升降活动为主，如我同松辽盆地中、新牛代湖盆经历了四个演化阶段：初期的热降张裂阶段、中期的裂陷扩张阶段、晚期的坳陷阶段和后期的萎缩褶皱阶段。 湖盆的沉积中心和沉降中心一致，接近湖泊的中心，演化过程中略有迁移。第六节第六节 湖湖 泊泊 相相（三）前陆型湖泊 前陆型湖盆早期冲断带位于沉积基准面或湖平面之下，进入湖泊的水系及相应的碎屑物质供给区主要来自克拉通方向，且碎屑物中石英含量较高。当冲断带不断抬升，并位于基准面之上，进入湖泊的水系及相应碎屑物供给区则是双向的，既有来自克拉通方向的，也有来自冲断带方向的，后者碎屑物中富含岩屑、长石。第六节第六

89、节 湖湖 泊泊 相相 五、湖泊沉积与油气关系 碎屑湖泊相常具有油气牛成和储集的良好条件，日前我国发现的大多数油气田都分布在从湖泊的发育和演化来看，湖泊裂陷扩张期，湖盆大幅度持续稳定下沉，有利于深湖、半深湖亚相的发育，即有利于以粘土岩为主的生油岩系及盖层的形成；湖盆的抬升收缩期，有利于三角洲、滨浅湖滩坝等储油砂体的形成。若湖泊的发育具有多旋回性，在垂向剖面上可出现多个生储盖组合，而且第一个组合的盖层即为第二个组合的生油层，从而造成生储盖组合的垂向叠合。第六节第六节 湖湖 泊泊 相相一、关于海岸带的概念 海岸带或滨岸带是指风暴潮面(最大潮面)到浪基面之间的范围。这一地带是人们最容易直接接触到的，也

90、是目前研究最好的地区。海岸带缺乏河流作用，其主要的水动力来源是波浪和潮汐作用。 依据波浪和潮汐作用的相对强弱以及岸线的发育情况，海岸带可分为以下两种情况： 1、海岸线较平直，向广海没有障壁，这类海岸也称为无障壁海岸带。 2、海岸线是曲折的，向广海一侧发育有很多的障壁(砂洲、砂坝)，这样的海岸称为障壁海岸。第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相二、沉积环境划分 无障壁滨岸相的沉积环境是无障壁岛遮挡、海水循环良好的开阔海岸带。进一步按照海岸水动力状况和沉积物类型分为砂质或砾质高能海岸及粉砂淤泥质低能海岸两种类型。 高能海岸环境以砂质类型者居多，砾质者少见。按海岸地貌特征可划分为海岸砂丘、后滨、前滨

91、、近滨(临滨)等几个次级环境单元(如下图1所示)。 第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相 砂质高能海岸的海岸砂丘位于潮上带的向陆一侧，后滨属潮上带，位于海岸砂丘下界与平均高潮线之间。前滨位于平均高潮线与平均低潮线之间，属潮问带。近滨也称为临滨，位于平均低潮面和浪基面之间，属于潮下带。 在低能海岸带，以潮流作用为主，为粉砂淤泥质海岸。海岸坡度平缓，具有较宽阔的潮间带(潮滩)，缺失后滨带(如下图2所示)。第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相 三、海岸水动力学及搬运沉积特点 滨岸环境是水动力作用强烈而复杂的地区。波浪、潮汐及其所派生的沿岸流强烈地冲刷、改造着海岸和沉积物，其强度要比河流大100倍

92、。而波浪则是控制海岸水动力学特征和海岸发育状况的主导因素。 滨岸带不同沉积环境中水动力状况及沉积物的搬运和沉积作用特点如图所示。 第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相 四、亚相类型及特征 按照地貌特点、水动力状况、沉积物特征。可将滨岸相划分为海岸砂丘、后滨、前滨、近滨四个亚相。1海岸砂丘亚相 位于潮上带的向陆一侧，即特大风暴期潮水。海岸砂丘是由波浪作用从近滨搬运至前滨和后滨而处于海平面之上的海岸砂，再经过风的吹扬改造而成。具有大型槽状交错层理(如右图所示)。第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相 2后滨亚相 位于平均高潮线与特大高潮线之间，通常处于暴露状态，沉积物主要为粒度较细的砂，但比海岸

93、砂丘带的砂质沉积物略粗，圆度及分选较好。后滨亚相沉积物发育平行层理，亦可见小型交错层理。第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相3前滨亚相 位于平均高潮线与平均低潮线之间的潮间带，地形平坦，起伏较小，并逐渐向海倾斜。 前滨亚相的沉积以中砂为主，分选较好。典型的沉积构造是冲洗交错层理(如右图所示)。 前滨的层面构造极为发育，如对称波痕、菱形波痕、冲刷痕、流痕以及生物搅动构造等，反映该区水深极浅及间歇性暴露。 第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相 4近滨亚相 位于平均低潮线至浪基面之间的潮下带，也称为要潮下浅海、临滨或滨面(shoreface)亚相。 临滨带全部处于水下环境，是浅水波浪作用带，沉积

94、物始终遭受着波浪的冲洗、扰动。根据波浪活动的特点及地形表现，可将临滨带区分为下临滨、中临滨和上临滨三个部分。 第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相 下临滨是临滨带最深的部分。该带的沉积物主要是细粒的粉砂和砂，并含有粉砂质泥的夹层。沉积构造主要是水平纹。层和小波痕层理。 中临滨出现在海滩坡度突然变陡的向陆侧，即在水深变浅的破浪带内，为高能带。其沉积物主要是中、细粒纯净的砂，并夹有少量粉砂层和介壳层。 上临滨与前滨紧密相邻，位于破浪带内近岸的高能带。其的沉积物从细砂至砾石都可出现，但以纯净的石英砂最常见。第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相五进积型无障壁海岸沉积序列 一般来说在地质发展历史中，

95、随着海退、海进的发生分别堆积了进积型和退积型的海岸沉积层序。但应当指出，既使在海侵的情况下，由于大量沉积物的供给，即当其沉积速率超过海进速率时，亦可产生进积型的沉积序列。另外，在古代地层剖面中以进积型的沉积层序最为常见， 根据海岸沉积物组成的性质的不同，可进一步区分为进积型的砂质海岸沉积序列、砾石质海岸沉积序列以及泥质海岸沉积序列（分别见下页图示） 。其中以进积型的砂质海岸沉积序列最为常见。第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相第七节第七节 无障壁海岸相无障壁海岸相 一、概述 障壁海岸相是受障壁的遮挡作用在海岸带发育起

96、来的，障壁海岸相主要由下列三部分组成(如下图所示)。 1) 与海岸近于平行的一系列障壁岛(堡岛链)； 2) 障壁岛后的潮坪和泻湖； 3) 潮汐水道系统，它连接着岛后泻湖、潮坪与广海，包括进潮口、潮汐三角洲和潮道。 第八节第八节 障壁海岸相障壁海岸相 二、障壁岛相 障壁岛是平行海岸、高出水面的狭长形砂体，以其对海水的遮拦作用而构成泻湖的屏障。 障壁岛相的岩石类型主要为中一细粒砂岩和粉砂岩，重矿物较富集。障壁岛相具有厚层楔状、槽状交错层理，也可发育低角度板状交错层理，常具有不对称波痕及冲蚀痕迹，可见虫孔。原地生物化石较少，生物介壳多为异地埋藏。 三、泻湖相 泻湖是被障壁岛所遮拦的浅水盆地，它以潮道

97、与广海相通或与广海呈半隔绝状态。其沉积物主要为钙质粉砂岩、粉砂质粘土岩和粘土岩. 第八节第八节 障壁海岸相障壁海岸相四、潮汐通道和潮汐三角洲相 (一) 潮汐通道 潮汐通道也称为潮道、潮沟、潮渠，是位于障壁岛之间的连接泻湖与海洋的通道。潮汐通道属于潮下高能环境。其沉积物主要是由沿平行海岸方向的侧向迁移形成的。 第八节第八节 障壁海岸相障壁海岸相 (二) 潮汐三角洲 潮汐三角洲和潮汐通道密切共生，它是由于沿潮汐通道出现的进潮流和退潮流在潮汐口内侧和外侧发生沉积作用而形成的。由于受障壁岛的遮挡，涨潮三角洲很少受海浪作用的影响。哈伯德等(1976)曾提出一个代表涨潮三角洲的垂向沉积层序模式，其层序底部

98、为双向交错层理，代表了沉积作用的早期阶段；中部为向陆和向海方向槽状交错层理的互层，代表退潮屏障发育之前的沉积作用；上部为向陆方向的交错层理，厚度向上变小，代表了涨潮斜面坡上的沉积作用。 第八节第八节 障壁海岸相障壁海岸相 (三) 冲溢(越)扇 冲溢(越)扇是在风暴期从障壁岛上侵蚀下来的砂质沉积物被搬运到泻湖一侧形成的扇状沉积体。在某些情况下，携带沉积物的水呈席状流超越障壁岛顶部，在局部地方冲蚀出冲溢沟。每次冲溢水流沉积的都是薄层状的砂，底部为不平坦的侵蚀面。冲溢扇的主要沉积构造为平行层理，但在其边缘部分可出现向陆倾斜的中型前积层，在潮湿的气候条件下可以遭受生物扰动。其中最易保存下来的部分是与潮

99、坪、沼泽和泻湖沉积物呈指状交错的远端部分。在现代沉积中，单个冲溢扇的沉积单元自下而上有如下序列：冲刷面含混合生物介壳的基底层一具有平行层理、沙纹层理或逆行沙丘纹层的砂质沉积。 第八节第八节 障壁海岸相障壁海岸相五、潮坪相 潮坪又称为潮滩，主要发育在波浪作用较弱的中一大潮差海岸，并同海湾、泻湖、河口湾以及受潮汐影响的三角洲环境伴生。潮坪的主要部分位于潮间带，其中除了被潮道和潮沟切割外，几乎是一个没有什么特征的向海缓倾的平坦地带。 (一) 水动力条件 潮坪上的水动力条件总的说来是从潮下带向潮上带逐渐减弱的。潮道和潮沟是潮流通过的地方，水动力最强，而且呈双向流动，因此沉积物最粗，发育人字形交错层理。

100、 第八节第八节 障壁海岸相障壁海岸相(二) 沉积特征 1砂坪沉积 主要为具有小型流水沙纹交错层理的砂岩，有时也有人字形交错层理及再作用面(如右图所示)。 第八节第八节 障壁海岸相障壁海岸相 2混合坪沉积 主要为砂岩与泥岩的薄互层。典型的沉积构造为压扁层理、波状层理和透镜状层理以及砂、泥薄互层状的潮汐韵律层理等复合层理。 3泥坪沉积 主要为厚的泥质沉积，常夹有薄的砂质层，发育水平纹层或水平波状纹层层理。在干燥气候条件下，泥坪由于强烈的蒸发形成石膏和石盐晶体，可使原始层理破坏。泥坪上生物较多，扰动现象强烈，藻类生物亦较发育，如藻叠层及藻席等。 第八节第八节 障壁海岸相障壁海岸相 4潮上盐沼或沼泽沉

101、积 盐沼和沼泽主要分布于潮上带。由于它们长期处于暴露状态，水动力条件最弱，所以沉积物很细。在温湿气候区，潮上带长满植物；而在干旱气候区，则发育盐沼(萨布哈)，具有不规则波纹状层理，干裂发育，还可见石膏和石盐晶体及动物足迹。 5潮道(潮沟)沉积 潮道(潮沟)是涨潮和退潮的通道，水流较急。大的潮道主要为砂质沉积，并富含介壳和泥砾等滞留沉积。 第八节第八节 障壁海岸相障壁海岸相(三) 潮坪沉积的识别标志和剖面序列 潮坪沉积是一个向上变细的沉积序列(如右图所示)。下部为潮下带的潮道沉积，其上为砂坪沉积，再上为粉砂岩和泥岩组成的混合坪沉积，潮汐层理发育。 第八节第八节 障壁海岸相障壁海岸相 一、环境特征

102、 河口湾是被海水淹没的河口地区，也可以看成是位于河口的海湾。河口湾发育于潮汐作用强烈的海岸河口地区。当海水大规模人侵时，海岸下沉，河流下游的河谷沉溺于海平面之下，在海岸河口地区形成了向海扩展的漏斗状或喇叭状的狭长海湾，就称为河口湾或三角港。 河口湾地区是河流水流与潮汐水流强烈交锋和汇合处。由于河水和海水的密度不同，密度大的海水沿底部侵入河口，致使上、下两层的水流方向相反。 第九节第九节 河口湾相河口湾相 二、沉积特征 1、岩性特征：以分选、圆度较好的细砂和泥质沉积为主，砂、泥比例取决于潮汐和河流作用的强度以及泥砂的供应状况。在潮汐河口的砂质沉积物中常夹有泥质薄层。这种夹层是由于因强潮流强烈扰动

103、而呈悬浮状态搬运的沉积物，在高潮、低潮或平潮和停潮时期流速最小时发生沉积所致，它是判别潮汐河口环境沉积的重要标志。 2、沉积构造：它既有潮汐环境中常见的透镜状层理、脉状层理、波状层理、羽状交错层理，也可见到因河流作用而形成的板状交错层理、槽状交错层理等。 第九节第九节 河口湾相河口湾相三、沉积序列 河口湾的主要沉积单元是潮道、浅滩及潮坪。潮道的水动力条件和沉积特征类似于进潮口，是砂质的沉积场所。潮道的充填序列自下而上通常为：基底冲刷面一含介壳的滞留沉积一大型双向交错层理浅滩砂岩一平行纹层或低角度交错纹层砂岩。细粒河口湾沉积由砂泥薄互层组成(如右图所示)，反映水流强度的周期性变化。特征的层理为透

104、镜状层理、波状层理和压扁层理。 第九节第九节 河口湾相河口湾相 一、概述 陆棚又称为大陆架，这是在正常浪基面以下向外海与大陆斜坡相接的广阔的浅海沉积地区。现代陆棚水深大约是1020米以下到水深130200米左右，平坦部份水深约60米。陆棚宽度不一，现代陆棚平均宽度为75公里，也可以是几公里或几百公里，古代陆棚的沉积物的延伸则可由于海岸线的迁移而达到几百公里以上。陆棚与大陆坡的区别是前者的坡度较缓，平均只有7分，一般小于4度，而大陆坡则较陡，平均为4度17分，一般为47度，甚至可达13度。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相 陆棚不是一个理想的广阔的平坦地区，其上发育有很多海底阶地、海底丘陵、洼地

105、和盆地，如侵蚀成因的低阶地、浅的槽沟，如堆积地貌的沙洲、礁、滩等。据统计，高差达20米以上的丘陵地形在陆棚断面上占60，深度在20米以下的洼地占35。陆棚上的流水系统在性质、强度和方向上都变化很大，由于在滨岸地带水流系统非常活跃，对内陆棚区有影响，但水流系统的流向和强度都极不相同。一般的风浪是影响很小的，如果是罕见的强烈风暴浪，对内陆棚沉积物的沉积过程产生重要的作用，如潮汐地带在潮汐梳的支持下则影响更大。例如风速为7588公里小时(蒲福风级9级)时，可以掀起波长为120米、波高为45米的巨浪，这时在266米的水深处水的运动速度达36厘米秒，这就足以搬运沉积物表面上的物质。第十节第十节 浅海陆棚

106、相浅海陆棚相 陆棚沉积构造可见到波浪和交错层理。对称和不对称的波痕均常见。交错层的特点是方向性变化要比冲积层和浊流沉积大，据统计资料表明，其交错层的方差6000，而冲 积层者6000。此外还有少量的冲刷和沟槽构造。其砂体形状简单，呈板状体或楔形体。极薄的(2米)面状砂体还可以产于碳酸盐层之中，但这种在碳酸盐陆棚上和蒸发岩盆地中的砂岩如何形成的，其机理尚不十分了解。在陆棚上的长形海成槽谷中常充填砂岩 体，伊利诺斯州别瑟尔砂岩中的一个砂体，有272公里长，低弯度的槽谷下切到碳酸盐层中有18米深，沉积物粒度为细一中粒，有大量非同向的交错层理(据雷诺，1967)。 第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相

107、另外在陆棚上存在着规则的强大海流，亦可使物质发生搬运沉积作用。如英格兰与爱尔兰间谢尔梯克海面的潮汐流速度竟达154.5厘米秒。总的说来陆棚区水流速度都很低，尽管有些大规模的块体流动的海流系统：但对底部沉积物的影响却几乎等于零。 按主要的浅海陆棚的优势水动力条件，Swift(1971)将浅海陆棚划分为三类：潮控陆棚、风暴浪控陆棚和海流控陆棚。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相(一)、浅海陆棚的沉积特征 埃默里把现代陆棚沉积物分为五种，即碎屑沉积(由水、风和冰带来的)、生物沉积 (主要是碳酸盐的介壳和介屑)、火山沉积(火山口附近的火山碎屑)、自生沉积(主要是磷灰石

108、和海绿石等)、残留沉积(基岩的原地风化和较老的沉积物)。其中残留沉积物要占总面积的70，斯威夫特(1971)又称之为再生沉积。从粒度上看，浅海陆棚沉积主要是粉砂质泥、泥质粉砂和部分粗粉砂、细粒砂。粗粉砂和细粒砂级沉积常是在强烈风暴期形成，称为风暴砂层”，呈块状或具粒序层构造。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相 一般常把不论厚的还是薄的面状砂体都解释为浅水陆棚成因的，它们包括了海岸砂体的再改造沉积物和有的残留砂的再生沉积。其中最明显的特点是矿物成熟度和结构成熟度高，泥质岩屑和不稳定的矿物组份很少，胶结物是化学质的。分选性好到极好，砂粒的圆度好，颗粒杂基比值高。常

109、含海绿石、生物化石屑和胶磷矿等。沉积物的粒度分布和离海岸的距离没有一定的关系，外陆棚可以是很粗的沉积物，内陆棚也可以是泥。事实上典型的陆棚，沉积物分布在平坦的开阔陆棚上、浅滩上和狭窄的海湾入口外方；泥质沉积则在大河河口外、受掩蔽的海湾内和开阔陆棚上的洼地(盆地)。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相 泥质沉积主要是海相页岩，含砂较少，但富含各种海生生物，常沉积于陆棚上的浅水盆地内。 绿海石和鲕绿泥石都毫无例外地是海相沉积的，而且和海水的温度与深度有密切关系，海绿石是冷水矿物，主要形成于10一1800米的海水中，其中以30一700米最为丰富。鲕绿泥石是暖水矿物，主

110、要形成于热带地区水深10150米的海水之中。大量磷块岩形成的最有利水深是30一300米的范围内，由于大量磷块岩的沉玛陆源碎屑沉积就会在一个很长的时间减缓或者缺失。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相 海易斯(1967)把现代陆棚的沉积物类型和气候进行了对比，认为有密切的联系。他认为在潮湿热带地区泥质沉积最为丰富；砂质沉积在所有地区都是丰富的，但极寒冷地区除外，而在中等温暖潮湿带和干旱地区则达到最大的数量；极带和亚极带则多砾石沉积。陆棚沉积中的生物群和生物扰动程度差别可以很大，、如意大利的盖塔海湾的陆棚泥中动物群极少，但生物扰动程度却极高，而北海陆棚泥中动物群很多，但生物扰动程度中等。一般生物虫孔

111、和生物迁移痕迹比较丰富。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相 从物质的搬运和沉积方式来看，在陆棚区有悬浮物的降落沉积、牵引流的推移载荷的搬运和沉积、风暴浪的搬运和沉积。由于陆棚的沉积表面(海底)总是位于浪基面之下，故陆棚上悬浮沉积的泥质是主要的。砂质在陆棚上通常不能以悬浮方式搬运，只有在有牵引流性质的底流存在时，才有连续的砂质的搬运和沉积，在外陆棚有时可以有这种流动的作用。而风暴浪的作用则是短暂的，但是它可能是比较经常的。由于陆棚为一广阔的平坦地带，所以陆棚沉积的产状主要为面状、毯状、片状、板状。砂质层较薄，它可能是呈席状搬运的，即牵引流的底流的搬运物。陆棚沉积的剖面粒序变化，当海进时向变细，海

112、退时侧相反，向上变粗。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相(二)、过渡带的沉积特征 在陆棚和海岸间还存在一个过渡带，是滨岸与陆棚间的过渡沉积地区，其深度取决于滨岸能量，能量越低过渡带的深度越小。过渡带的上限变化于220米之间，平均810米，下限在830米之问、中等滨岸能量为1015米。过渡带沉积物主要是粘土质粉砂和粉砂质砂，粒度比滨岸要细，比陆棚一般也要粗。过渡带发育的必要条件是砂和泥供给充足，并有适合二者沉积的条件。很多现代的海岸就不具备这样的条件，由于没有软泥沉积物，滨岸砂直接过渡为滨外砂沉积；或者在只有泥质沉积的条件时，直至滨岸线都没有砂的沉积。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相(二)、过

113、渡带的沉积特征 过渡带上部由于恰位于浪基面之下，大多形成粉砂和泥质沉积，一般可能是砂泥层等量产出。在暴风浪时还可以形成较粗的砂质层和介壳层。介壳层内的生物介壳经常是原地的，有时也可以完全是外来的。过渡带生物的特点是种类和个体极多，生物扰动构造也极发育。如生物扰动很强时，原生的层理构造会完全破坏，形成均匀混合的沉积物。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相 二、潮控浅海陆棚环境和沉积特征 (一) 潮控浅海陆棚的环境特点 潮汐主要是由于月球对地球表面水的引力产生的，内海或与大洋只有一个小的连接口的海通常无潮汐或仅有弱的潮汐。在开阔大洋，潮流是椭圆的轨迹，而在陆棚较局限的海区中，由于海底的浅滩效应和盆地

114、底形的约束，水质点可以表现为直线型的往返模式；在开阔陆棚宽阔的海湾中，由于地球自转产生的科里奥利力效应可使潮流经常改变方向，使水质点在平面上沿着椭圆形的路线前进，形成回转潮流。回转潮流在北半球多为逆时针方向旋转，南半球多为顺时针旋转。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相 (二) 潮控陆棚的沉积特征 潮控陆棚沉积物有砾、砂、泥。顺优势潮流方向上游为砾石区，中游为砂区，泥区常位于潮流搬运路线的末端。可将其分为大型纵向沉积底形的沙垄、潮流沙脊、中小型横向沉积底形的沙波和沙纹，其中以前三者最为重要。 1沙垄 沙垄主要发育在砂级沉积物供应不足、潮流流速大的海区，表现为平行潮流方向的纵向砂体。常由长达15k

115、m、宽200m、厚度不超过lm的沙垅和沙带组成，其间为砾石条带。沙垄的发育水深一般在20lOOm之间。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相 2沙波 是一种大型的横向坝形体，形成于富含砂质的潮控浅海，是许多现代潮汐陆棚中具有特征性的底形。波长范围在几十到几百米之间，波高在几米至十几米。沙波的形态可以是对称的或不对称的，不对称的沙波主要由双向潮流强度不等所造成。沙波表面带叠加有频繁迁移的波痕，可以形成多种交错层理。 第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相3潮汐沙脊 潮汐沙脊是平行于或近平行于最大潮流方向的水下凸起砂坝，潮汐沙脊常成群出现，脊间距离一般几公里，水深数十米，而脊峰处水深一般几米至十几米。潮汐

116、沙脊一般形成在沙源充足的地带，表层潮流速度要超过50cms。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相三、风暴浪控浅海陆棚环境和沉积特征 现代风暴浪控浅海陆棚多为陆缘海及面向盛行西风的陆棚。如白令海、南海陆棚等。而在半封闭和背风的陆棚，风暴作用不强烈，如美国东部陆棚、我国黄海陆棚等。 第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相 (一) 风暴浪控浅海陆棚的环境特征 季节性的台风或飓风所引起的风暴浪波及的深度远远大于正常天气的波浪。猛烈的风暴浪在向岸方向传播时，巨大的能量可以在沿岸地带形成壅水，使水平面大幅度抬升形成风暴潮，对海岸地带进行强烈的冲刷。风力减退时，风暴回流(退潮流)携带大量从近滨带冲刷、侵蚀下来的碎

117、屑物质呈悬浮状念向海洋方向搬运，形成一个向海流动的密度流。随着能量衰减，流速变小，密度流中的碎屑物质发生再沉积作用形成浅海风暴流沉积(如下图a所示)。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相(二) 浅海风暴流沉积特征 一次风暴形成的风暴层厚度约几厘米至几十厘米厚，向上粒度变细。一个完整的风暴沉积层序（见下页图示）由下向上包括四个部分：粒序层或滞帮沉积段，有侵蚀的底；平行层弹段；丘状交错层胛或浪成交错层理段；泥岩和页岩段(如右图所示)，构成似鲍玛层序。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相 风暴流和浊流都是密度流，都具有类似向上变细的垂向

118、层序，故风暴岩和浊积岩容易混淆。但两者在成因、形成环境、沉积构造等许多方面都有明显不同，两者的区别见下表。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相四、海流控浅海陆棚环境和沉积特征 (一) 海流控浅海陆棚环境特征 海流对大陆碎屑沉积亦存在影响，规模较大的海流主要与洋流的入侵有关，洋流的速度以从几厘米/秒至200cms以上。虽然巨大的洋流位于陆棚边缘的向洋一边，但大洋水和陆棚水之间却经常交换，表现为大的涡流旋转离开主流到外陆棚上去。一般地，外陆棚受强融流的影响，中陆棚主要受环流控制，内陆棚则主要受沿岸流的影响。第十节第十节 浅海陆棚相浅海陆棚相(二) 海流控浅海陆棚沉积特征 总体上讲，对海流控浅海陆棚沉

119、积的研究还比较少，不同的海流所形成的沉积物会有一定的差别。 受强劲海流影响的外陆棚可以东南非洲陆棚为例。东南非洲陆棚外缘深约100m，直接朝向广阔的印度洋。 东南非洲陆棚沉积物具有明显的分带性：A带(内陆棚，水深50或30)，分布 面积占世界大洋总面积的619(Berger，wH，1976)。大洋表层的浮游生物是这种沉积物的主要来源。 第第十一节十一节 半深海及深海相半深海及深海相2深海钙质软泥 深海钙质软泥的形成，受水体环境、介壳产量、溶解效应等因素的控制。盐度正常、水体温暖的海水适合大多数钙质浮游生物的发育。在近岸海域和海洋上升流区，海水肥力高，浮游生物的生产率也高，而短生命周期的生物群要

120、比长周期的生物群产量高。 但并非全部的钙质生物介壳都能保存到沉积物中，死亡后的生物碎屑在缓慢沉降过程中要受到介壳自身的差异溶解效应和深度溶解效应的影响。第第十一节十一节 半深海及深海相半深海及深海相 3硅质软泥 硅质介壳浮游生物是深海硅质软泥的主要物源，主要是硅藻和放射虫。与钙质软泥类似，硅质软泥的形成也受水体环境、介壳含量、溶解效应等的控制；不同的是，硅藻喜低温，寒冷海域硅藻的产量比其他水域高些(李伟新，1982)。 硅质软泥的类型主要有硅藻软泥和放射虫软泥。 第第十一节十一节 半深海及深海相半深海及深海相4深海粘土沉积 深海粘土(红粘土、褐粘土)在三大洋均有分布，其中太平洋最多(面积的49

121、)。分布范围仅仅次于钙质软泥。深海粘土主要形成在沉积速率低、生物生产率低、远离大陆和深度很大的洋底。 另外，深海粘土沉积中常见由锰氧化物和铁氧化物组成的锰结核，以及宇宙源组分。锰结核常具有明显的同心层，宇宙源组分包括各种陨石和宇宙尘埃。第第十一节十一节 半深海及深海相半深海及深海相 5海洋冰川沉积 海洋冰川沉积是源自大陆冰川的冰山在大洋中漂流时，因融化使冰川所包裹的陆源碎屑坠落到海底而形成的，亦称为冰海沉积。冰海沉积主要发生在靠近南北极的海域。 冰海混杂的层状冰碛是冰海沉积的主要类型，可有原地埋藏的生物化石，粘土含量高，粗碎屑较少且方位杂乱，无定向性，具有层理。 第第十一节十一节 半深海及深海

122、相半深海及深海相 6深海火山碎屑沉积 深海火山碎屑沉积的形成主要与板块碰撞边界附近中酸性岩浆的强烈喷发有关，多分布于板块碰撞边界附近的海底。其分布范围不仅与物源有关，还与火山喷发高度和对流层下部的风向有关。第第十一节十一节 半深海及深海相半深海及深海相 一、概述 重力流属于块体流的一种。纳丁等(Nardin，1979；Kruit，1975)对块体流进行了分类，并认为从岩崩、滑坡、块体流到流体流，在力学性质上均可构成弹性、塑性、粘性块体运动过程的连续统一体(见下页表示)。除此之外，按其沉积环境可分为陆上重力流(可形成冲积扇等)、水下重力流(可形成各种湖底和海底重力流沉积j和过渡型重力流(可形成扇

123、三角洲)。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相二、沉积物重力流形成的基本条件和类型 (一) 形成条件 形成沉积物重力流一般需具备如下条件。 1足够的水深 足够的水深是重力流沉积物形成后不再被冲刷破坏的必要条件。一般认为重力流沉积的水深是15001800m，最小水深100m，最深的是美国加利福尼亚岸外蒙特里深海扇，深达8000m。 第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相2足够的坡度角和密度差 在水体中，由于盐度的差异(如河口湾中的盐水楔)、温度的差异(如冰雪融水流人湖中形成的冷流、海洋中的寒流和暖流)或沉积物浓度的差异等形成的密度差都可引起密度

124、流的产生。如瑞士诸湖泊中的密度流，通常由注入河水的低温加上高浓度悬浮沉积物所致。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 3充沛的物源 充沛的物源也是形成沉积物重力流的必要条件。洪水注入的碎屑物质和火山喷发一喷溢物质、浅水的碎屑物质和碳酸盐物质发生滑坡、垮落以及由于风暴浪作用等，都可为沉积物重力流提供物质来源。 第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相4一定的触发机制 重力流沉积物的形成多属于事件性沉积作用，其起因于一定的触发机制，诸如在洪水、地震、海啸巨浪、风暴潮和火山喷发等阵发性因素直接和间接诱导下，会导致块体流和高密度流的形成。除洪水密度流直接人海或入湖外，大多数斜坡带沉积物必须达到

125、一定的厚度和重量，再经滑动一滑塌等触发机制，才能形成大规模沉积物重力流。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相（二） 基本类型及特征 通常将沉积物重力流划分为泥石流(也称碎屑流，包括泥流或粘结性碎屑流)、颗粒流、液化沉积物流和浊流(包括高密度浊流和低密度浊流)四种是较合理的。它们是统一机制下的连续统一体，是沉积物重力流不同阶段的演化产物。 1泥石流 泥石流，也译为碎屑流，是在山麓环境中常见的在水流中含大量弥散的粘土和粗细碎屑而形成的粘稠的呈涌浪状前进的一种流体。这种流体中如含粗碎屑很少，则称为泥流。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 2颗粒流 颗粒流这一术语由巴格诺尔德(BagnO

126、ld，RA，1954)提出，是由颗粒互相碰撞产生的扩散应力支撑碎屑。这种扩散应力可以支撑粗砂和砾石，因而颗粒流沉积中常常含有较粗大的颗粒。 自然界中，完全由粒间离散力支撑的颗粒流极少见，但在沙丘、沙垄和沙痕的背流面存在高浓度的颗粒流。 3液化流 液化沉积物流或液化流是米德尔顿和汉普顿(Middleton and Hampton，1973)提出的表示超孔隙压力引起的向上粒间流支撑砂级颗粒的流体流。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 4浊流 浊流是一种在水体底部形成的高速紊流状态的混浊的流体，是水和大量呈自悬浮的沉积物质混合成的一种密度流，也是一种由重力作用推动成涌浪状前进的重力流。 浊流

127、中支撑颗粒的因素有：1) 水流紊动；2) 粒间绕流状态，受阻抗降将降低颗粒沉速；3) 水和细颗粒混合物的浮力；4) 颗粒碰撞产生的离散力。除流体紊动以外，后面几个因素都与颗粒浓度有关。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 二、重力流沉积物(岩)的基本特征 (一)岩石学特征 广义的浊积岩指形成于深水沉积环境的各种类型重力流沉积物及其所形成的沉积岩的总和。因此，按成因和组构特征又将重力流沉积物划分为若干岩类，每一岩类又有其各自的成分、结构、构造特征。 第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 1典型浊积岩 又叫经典浊积岩，是指具有鲍玛层序或鲍玛序列的浊积岩(Bouma，1962)。鲍玛(B

128、ouma，1962)发现浊流沉积形成的浊积岩具有特征的层序，即鲍玛序列或鲍玛层序。一个鲍玛序列是一次浊流事件的记录，米德尔顿和汉普顿(1976)对鲍玛序列沉积时的水动力学状态进行了解释，并对其进行了完善(如下页图所示)。一个完整的鲍玛层序分为五段，自下而上为：A段、B段、C段、D段、E段。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 A段底部递变层段：主要由砂组成，近底部含砾石，厚度常比其他段大，是递变悬浮沉积物快速沉积的结果。粒度递变清楚，一般为正粒序，反映浊流能量衰减过程。 B段下平行纹层段：与A段粒级递变过渡，常由中、细砂组成，具平行层理，同时也具

129、不大明显的正粒序。 C段流水波纹层段：与B段连续过渡，厚度较薄，常由粉砂组成，可含细砂和泥。 D段上平行纹层段：由泥质粉砂和粉砂质泥组成，具断续水平纹层。此段反映更为直接的悬浮沉积作用，即主要是垂向沉落。但质点在堆积时或堆积前，也因牵引流作用而产生微细纹层和结构分选。 E段泥岩段：下部为块状泥岩，具显微粒序递变层理，和D段均属于细粒浊流沉积，为最细粒物质在深水中直接沉降的结果。上部为泥页岩段，是正常的远洋深水沉积的泥页岩或泥灰岩、生物灰岩层，含浮游生物及深海、半深海生物化石。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 2块状砂岩 是指层内结构均一的砂岩或含砾砂岩，指示重力流水道沉积环境。但沃克

130、(1978)海底扇相模式中提供的资料和我国中、新生代陆相浊积岩中常见的厚层块状砂岩内部有时隐约显叠覆递变特征。块状砂岩中出现泄水管和碟状构造，反映其最有可能成因于液化流沉积作用。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 3叠覆冲刷粗砂岩 是砂砾质高密度浊流沉积作用的产物。常表现为“A，A，A”序(简化为“AAA”)，此处“A”是指一个递变层或一次重力流事件(如右图所示)；有时演变为“ABAB”序，每一个递变层之上均连续沉积有厚薄不等的平行层理砂岩。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 4卵石质砂岩 实际上是一种厚度较大的叠覆递变的砾质砂岩层，每个递变层的下部含砾多，向上逐渐减少。故这类

131、岩石指示高密度浊流向牵引流和液化流转化的特征。卵石质砂岩也指示重力流水道沉积环境。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相5颗粒支撑砾岩 以再沉积砾石为主，细粒充填孔隙，并构成支撑；随细粒物质增加可过渡为卵石质砂岩(相)。按组构特征可划分为紊乱砾岩层、反递变一正递变砾岩层、正递变砾岩层、具递变和叠瓦构造的砾岩层等四种微相(如右图所示)。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 6杂基支撑的岩层 由粉砂和粘土组成的杂基含量一般为2550，可细分为杂基支撑砾岩、杂基支撑砂砾岩和杂基支撑砂岩三种类型，有时显递变现象。系水下泥石流沉积作用所致，反映扇根重力流水道环境。第十二节第十二节 重力流沉积相

132、重力流沉积相7滑塌岩 是指泥砂混杂并具有明显同生变形构造的岩层随着砂的减少可过渡为变形层理的页岩。系未完全固结的软沉积物，因重力滑动一滑塌沉积所致，广泛见于重力流沉积体系。在大陆斜坡脚根部的补给水道末端及主沟道的重力流沉积物中普遍可见。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 四、重力流沉积相及相模式1海底扇相模式 浊流沿海底峡谷流动，穿过陆棚和大陆斜坡流入深海盆地时，常形成浊积扇(深海扇、海底扇)。海底扇一般分布在谷口处，也常常彼此连接成陆隆，但有时也分布到深海平原上。扇模式的环境和沉积特征如下页图所示。扇体分布在补给水道下倾方向的大陆斜坡外，标准的海底扇相模式以沃克(1978)所建立的为

133、代表，由内扇(上部扇，扇根)、中扇(中部扇，扇中)、外扇(外部扇，扇缘)三部分组成。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 四、重力流沉积相及相模式(1) 内扇亚相 内扇包括斜坡坡脚、有天然堤(水道堤)的主水道(主沟道)及主水道两侧的低平地区。在地貌单元上这个亚相位于大陆斜坡和狭谷出口处。在斜坡坡脚地带沉积物较粗，主要有滑塌层、基质支撑的砾岩(泥石流沉积)及其他类型的砾岩。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相(2) 中扇亚相 中扇位于内扇以外、外扇以内，常形成叠覆扇叶状体(叠覆扇舌)。 每个扇舌分为上部或近源的辫状水道部分和下部或远源的无水道

134、部分。叠覆扇上部的辫状分流水道没有天然堤，常发生淤塞和侧向迁移；但细粒沉积物常被冲刷掉，以沉积卵石质砂岩(或含砾砂岩)和块状砂岩为主，有时见颗粒流和液化流沉积，不含或很少含有泥岩夹层。在沟间以AE和BE序列典型浊积岩为主。 第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相(3) 外扇亚相和盆地平原相 中扇之外的比较低平部分是外扇。外扇亚相基本无水道，沉积物分布宽阔而层薄，主要是CE序列和DE序列的末端型浊积岩，浊流间歇期沉积的泥质沉积物保存较好，所占比例也较高。 外扇向外逐渐过渡到深海盆地，这时的重力流沉积具有低密度底流特点，除局部地区因填平而有所加厚外，在深海平原广阔面积上以远源典型浊积岩为特征。

135、第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 (4) 海底扇推进式相层序 推进的海底扇形成一个类似三角洲的向上变厚、变粗的沉积层序(如下页图所示)。层序中的砂层都是具正粒级递变层理和各种浊流成因的砂岩，它们与远洋沉积的泥质岩呈互层状。 层序下部是外扇沉积，砂层为远源浊积岩，砂层较薄且间距较大，常构成向上变粗、变厚的次级旋回。第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相第十二节第十二节 重力流沉积相重力流沉积相 一、概述 三角洲相位于海(湖)陆之间的过渡地带，是海陆过渡相组的重要组成部分。三角洲的概念是地质学中最老的概念之一，目前一般认为三角洲是指河流流入海(湖)盆地的河口区，因坡度减缓，水流扩散，

136、流速降低，将携带的泥砂沉积于此，形成近于顶尖向陆的三角形沉积体。 第十三节第十三节 三角洲相三角洲相二、三角洲的形成和发育 影响三角洲形成和发育的因素是很复杂的，一般来讲有以下几种： 1) 河流的流速、泄水量、搬运来的泥砂的数量和比例； 2) 泄水和蓄水体的性质，尤其是其相对密度的大小； 3) 蓄水体作用营力的类型(波浪、潮汐、海流)和强度，特别是与沉积物输人量的相对关系： 4) 三角洲向海推进处的深度； 5) 蓄水体底层的性质； 6) 沉积盆地的构造性质，其中包括沉积盆地的稳定性、沉降速度和海水进退等。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 三角洲的形成发育过程实质上是分流河道不断分叉和向海方向

137、不断推进的过程。下图表示河流作用和沉积物供应量以及海水作用与三角洲形态之间的关系。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 三、三角洲的类型 三角洲的形成、发育和形态特征主要受河流作用和蓄水体能量的相对强度所控制。三角洲主要是因河流带来的大量泥砂迅速堆积而成，而海水则对三角洲起着改造、破坏和再分布的作用。因此，在河流与海水相互作用下，可产生各种类型的三角洲。多数学者主张根据河流、波浪和潮汐作用的相对强弱来划分三角洲的成因类型。 第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 GallOway(1975)根据上述三种作用的相对关系，对世界各大河的三角洲进行了分类，提出了三元分类方

138、案(如下图所示)。河控三角洲、以波浪作用为主的浪控三角洲和以潮汐作用为主的潮控三角洲。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 (一) 河控三角洲 这类三角洲是在河流输入的沉积物能量比海水能量大得多的情况下形成的。根据其形态特征，又可进一步分为以下两种类型。 1长形(或鸟足状)三角洲 这是以河流作用为主的一种极端类型的三角洲。长形三角洲由于海水作用弱，河流的泥砂输入量大，特别是砂与泥比值低，悬浮负载多，因而有利于建造起天然堤，使分流河道趋于固定；同时，也可沉积很厚的前三角洲泥。 第十三节第十三节 三角洲相三角洲相2朵状三角洲 该三角洲的形态像一个向海方向突出的半圆形。其前缘有的地方凸出(分流口)，有

139、的地方凹进(分流间)，略呈锯齿状。 与长形三角洲相比，此类三角洲的泥砂输入量少一些，而且砂与泥比值较高，海水波浪作用有所加强。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 (二二) 浪控三角洲浪控三角洲 此此类三角洲的特点是一般只有一条或两条主河流入海，类三角洲的特点是一般只有一条或两条主河流入海，而分流不多也不大；河流输人海而分流不多也不大；河流输人海的泥砂量少，砂与泥比值的泥砂量少，砂与泥比值高；而且波浪作用大于河流作用。因此，由河流输入的砂高；而且波浪作用大于河流作用。因此，由河流输入的砂很快就被波浪作用再分配，于是在河口两侧形成一系列平很快就被波浪作用再分配，于是在河口两侧形成一系列平行于海岸分

140、布的海滩脊砂或障壁砂坝。行于海岸分布的海滩脊砂或障壁砂坝。 (三三) 潮控三角洲潮控三角洲 有些河流注入在海水潮汐作用较强的地区。潮汐作用有些河流注入在海水潮汐作用较强的地区。潮汐作用的强度对三角洲砂体的形成起着重要的控制作用。在潮汐的强度对三角洲砂体的形成起着重要的控制作用。在潮汐作用较强的地区，由于潮汐作用的影响，注入港湾内的河作用较强的地区，由于潮汐作用的影响，注入港湾内的河流带来的沉积物，只能充填在港湾内堆积成小型三角洲。流带来的沉积物，只能充填在港湾内堆积成小型三角洲。因其外形受港湾控制，故又称为港湾三角洲。因其外形受港湾控制，故又称为港湾三角洲。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相浪

141、浪 控控潮潮 控控四、河控三角洲的沉积模式四、河控三角洲的沉积模式 河控三角洲是三角洲沉积的主要组成部分，它们能形河控三角洲是三角洲沉积的主要组成部分，它们能形成厚度大、面积广的大型三角洲，故有人称之为建设性三成厚度大、面积广的大型三角洲，故有人称之为建设性三角洲。在地质历史中能保存下来和识别出的三角洲，多属角洲。在地质历史中能保存下来和识别出的三角洲，多属于此种类型，不同类型三角洲的主要沉积特征见下表。于此种类型，不同类型三角洲的主要沉积特征见下表。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 三角洲是一个包括多种沉积环境的沉积体系。无论三角洲是一个包括多种沉积环境的

142、沉积体系。无论从平面上或是从剖面上来看，一个河控三角洲都可以划分从平面上或是从剖面上来看，一个河控三角洲都可以划分为三个亚相。在平面上由陆向海依次为：三角洲平原、三为三个亚相。在平面上由陆向海依次为：三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲角洲前缘和前三角洲(如图所示如图所示)。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 (一) 三角洲平原 三角洲平原是三角洲的陆上沉积部分，它始于河流大量分叉处，止于岸线或海(湖)平面处。三角洲平原沉积的微相多种多样，以分流河道为格架，分流河道的两侧有天然堤、决口扇，而分流河道间地区常发育有沼泽、湖泊和分支问湾等。 1分流河道 分流河道又叫分支河道，是三角洲平原中的格架部分，

143、形成三角洲的大量泥砂都是通过它们搬运至河口处沉积下来的。分流河道沉积具有一般河道沉积的特征，即以砂质沉积为主，以及向上逐渐变细的层序特征。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 2 天然堤 三角洲平原的天然堤与河流的天然堤相似，它们位于分流河道的两旁，向河道方向一侧霭较陡，向外一侧较缓。这种天然堤是由洪水期携带泥砂的洪水漫出淤积而成。水平纹理和波状交错纹理发育，水流波痕、植屑、植茎、植根和潜穴等较常见。 第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 3决口扇 三角洲决口扇与河流的决口扇沉积亦很相似，但由于这种天然堤稳定性较差，故比河流中、下游的决口扇更为发育，而且有的面积较大。 4沼泽 沼泽沉积在三角洲平原

144、上分布最广，具有一般沼泽所具有的特征。这其岩性主要为暗色有机质泥岩、泥炭或褐煤沉积，其中常夹洪水沉积、的薄层粉砂岩。常见有块状均匀层理和水平纹理，生物扰动作用强烈，有时见有潜穴。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 5分流间湾 分流间湾为主要分流河道中间的凹陷地区，常与海相连通。岩性主要为泥岩，中夹少量透镜状的粉砂岩和细砂岩。岩石中水平纹理发育，生物扰动作用强烈，偶见海相化石。当三角洲向海方向推进时，在主要分流间湾地区可形成一泥岩楔。这种泥岩楔在层序上往往向下渐变为前三角洲泥岩，向上逐渐变为富含有机质的沼泽沉积。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 (二) 三角洲前缘 它是三角洲的水下部分，位于海

145、(湖)平面与浪基面之间，呈环带状分布于三角洲平原向海洋一侧边缘，即分流河道的前端。从河流带来的砂、泥沉积物，一旦离开河口注入海洋，就迅速地堆积在这里。由于受到河流、波浪和潮汐的反复作用，砂泥经冲刷、簸扬和再分布，形成分选较好、质较纯的砂质沉积集中带。 1水下分流河道 水下分流河道为陆上分流河道的水下延伸部分，也称为水下分流河床”在商海延伸过程中，河道加宽，深度减小，分叉增多，流速减缓，堆积速度增大。沉积物以砂、粉砂为主，泥质极少。常发育交错层理、波状层理及冲刷一充填构造，并见层内变形构造。垂直流向剖面上呈透镜状，侧向则变为细粒沉积物。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 2水下天然堤 水下天然堤

146、是陆上天然堤的水下延伸部分，为水下分支河道两侧的砂脊，退潮时可部分地出露水面成为砂坪。沉积物为极细的砂和粉砂，粒度概率曲线为单段或两段型，基本上由单一的悬浮总体组成，常具少量的粘土夹层。 第十三节第十三节 三角洲相三角洲相3水下分流问湾 分流间湾为水下分流河道之间相对凹陷的海湾地区，与海相通。当三角洲向前推进时，在分流河道间形成一系列尖端指向陆地的楔形泥质沉积体，称为“泥楔”。具水平层理和透镜状层理，可见浪成波痕及生物介壳和植物残体等，虫孔及生物搅动构造发育。 4分流河口砂坝 分流河口砂坝也称为河口砂坝，是由于河流带来的砂泥物质在河口处因流速降低堆积而成。其岩性主要由砂和粉砂组成，一般分选较好

147、，质较纯净。砂层呈中层至厚层状，发育有楔形交错层理或“S”形前积纹理和水平纹理。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 5远砂坝远砂坝 远砂坝位于河口砂坝前较远的部位。沉积物比河口砂远砂坝位于河口砂坝前较远的部位。沉积物比河口砂坝细，主要由坝细，主要由 粉砂和少量粘土组成。只有在洪水期才有粉砂和少量粘土组成。只有在洪水期才有细砂沉积，并偶见递变层理。沉积构造以水平纹理和颜色细砂沉积，并偶见递变层理。沉积构造以水平纹理和颜色纹理为特征。沿纹层面分布较多的植屑和碳屑，生物扰动纹理为特征。沿纹层面分布较多的植屑和碳屑，生物扰动构造和潜穴发育，贝壳零星分布。构造和潜穴发育，贝壳零星分布。 6前缘席状砂前缘

148、席状砂 前缘席状砂是由于三角洲前缘的河口砂坝经海水冲刷前缘席状砂是由于三角洲前缘的河口砂坝经海水冲刷作用使之再分布于其侧翼而形成的薄而面积大的砂层。这作用使之再分布于其侧翼而形成的薄而面积大的砂层。这种砂层分选好，质较纯净，可成为极好的储集层。其沉积种砂层分选好，质较纯净，可成为极好的储集层。其沉积构造常见有平行纹理和水流线理。构造常见有平行纹理和水流线理。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 (三三) 前三角洲前三角洲 前三角洲位于三角洲前缘的前方。它们是三角洲体系中前三角洲位于三角洲前缘的前方。它们是三角洲体系中分布最广分布最广，沉积最厚的地区。前三角洲的海底地貌为一平缓，沉积最厚的地区。前

149、三角洲的海底地貌为一平缓的斜坡。其沉积物完全是在海面以下，而且大部分是在海水的斜坡。其沉积物完全是在海面以下，而且大部分是在海水波浪所不能及的深度下沉积的。岩性主要由暗灰色粘土和粉波浪所不能及的深度下沉积的。岩性主要由暗灰色粘土和粉砂质粘土组蒯仅含有少量由河流带来的极细砂。砂质粘土组蒯仅含有少量由河流带来的极细砂。 前三角洲沉积物中的沉积构造不发育，主要为水平纹理前三角洲沉积物中的沉积构造不发育，主要为水平纹理和块状层理，偶见透镜状层理和块状层理，偶见透镜状层理。 综上所述，三角洲沉积体系在平面上由陆地向海方向为综上所述，三角洲沉积体系在平面上由陆地向海方向为三角洲平原亚相三角洲平原亚相(三角

150、洲的陆上部分，主要由分流河流和沼三角洲的陆上部分，主要由分流河流和沼泽沉积组成泽沉积组成)一三角洲前缘亚相一三角洲前缘亚相(三角洲的水下部分，主要由三角洲的水下部分，主要由河口砂坝和远砂坝沉积组成河口砂坝和远砂坝沉积组成)一前三角洲亚相一前三角洲亚相(海底厚层泥质海底厚层泥质沉积沉积)。这三种亚相大致呈环带状依次分布。这三种亚相大致呈环带状依次分布。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 五、三角洲的沉积序列特征五、三角洲的沉积序列特征 (一一) 河控三角洲沉积序列河控三角洲沉积序列 河控三角洲在形成发育过程中，不断地从陆地向海盆方河控三角洲在形成发育过程中，不断地从陆地向海盆方向推进，其结果形成

151、一特征的垂向沉积层序。一般来说，底向推进，其结果形成一特征的垂向沉积层序。一般来说，底部为前三角洲泥，向上依次出现三角洲前缘砂和粉砂沉积，部为前三角洲泥，向上依次出现三角洲前缘砂和粉砂沉积，最上面覆盖着三角洲平原的较粗粒分流河道沉积和细粒沼泽最上面覆盖着三角洲平原的较粗粒分流河道沉积和细粒沼泽沉积，大体上为一下细上粗的反旋回沉积序列，即所谓的进沉积，大体上为一下细上粗的反旋回沉积序列，即所谓的进积型沉积序列积型沉积序列(如如下页图所示下页图所示)。 第一层：主要由暗色水平纹理和块状均匀层理的泥岩和粉砂质第一层：主要由暗色水平纹理和块状均匀层理的泥岩和粉砂质泥岩组成。该层具潜穴和生物扰动构造，但

152、含化石少，有时泥岩组成。该层具潜穴和生物扰动构造，但含化石少，有时夹有洪水期间所形成的递变层理粉砂岩薄层，属前三角洲沉夹有洪水期间所形成的递变层理粉砂岩薄层，属前三角洲沉积积。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 第二层：泥岩和粉砂岩或极细砂岩的互层沉积。该层发育有水平纹理、波状交错层理和部分复合层理，具有较多的潜穴和生物扰动构造。 第三层：主要由较纯净的砂岩和粉砂岩组成，其中发育楔状交错层理或“S”形前积纹理和波状交错层理。 第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 第四层：生物扰动构造发育的泥岩和泥质粉砂岩沉积。此层具透镜状层理，含半咸水生物化石和介壳碎屑，属分流

153、间湾沉积。 第五层：槽状或板状交错层理砂岩，其中含碳化植茎和泥砾，为分流河道沉积。 第六层：泥岩、粉砂岩和细砂岩的互层沉积。层间夹碳质泥岩或煤层。发育块状均匀层理、水平纹理和透镜状层理。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相 上述沉积序列具有如下三个特点： 1) 在粒度上为从下向上呈由细变粗的反旋回沉积，但在层序的上部可局部出现次一级下粗上细的正韵律。随着粒度的变化，沉积构造发生相应的变化。 2) 海陆相生物化石混生或交互出现。海生生物化石向上减少，主要分布在底部的浅海陆棚泥岩中，而植物化石则向上增多，甚至出现炭质泥岩或煤层。 3) 水流波痕和波浪波痕与其分别产生的交错层理共生。第十二节第十二节

154、三角洲相三角洲相 (二二) 浪控和潮控三角洲沉积序列浪控和潮控三角洲沉积序列 浪控三角洲的沉积序列通常仍为下细上粗的反旋回沉浪控三角洲的沉积序列通常仍为下细上粗的反旋回沉积，但以具有浪蚀海滩脊序列为特征积，但以具有浪蚀海滩脊序列为特征(如下页图所示如下页图所示)。它。它与海岸环境中海滩脊序列的区别是，在浪控三角洲序列的与海岸环境中海滩脊序列的区别是，在浪控三角洲序列的顶部一般都出现三角洲平原的沼泽和分流河道沉积。顶部一般都出现三角洲平原的沼泽和分流河道沉积。 如上所述，浪控三角洲有时在海平面上升的海侵时期如上所述，浪控三角洲有时在海平面上升的海侵时期也可以形成三角洲沉积序列，但这时实际上产生的

155、是一个也可以形成三角洲沉积序列，但这时实际上产生的是一个退积型沉积序列，即三角洲平原沉积之上往往被海岸砂沉退积型沉积序列，即三角洲平原沉积之上往往被海岸砂沉积所覆盖，紧接着沉积的是前三角洲泥，最后在层序的顶积所覆盖，紧接着沉积的是前三角洲泥，最后在层序的顶部出现陆棚泥沉积。部出现陆棚泥沉积。第十三节第十三节 三角洲相三角洲相第十三节第十三节 三角洲相三角洲相第十三节第十三节 三角洲相三角洲相第十三节第十三节 三角洲相三角洲相三三碳酸盐岩碳酸盐岩的沉积相及沉积环境的沉积相及沉积环境 碳酸盐岩是指主要由沉积的碳酸盐矿物(方解石、白云石等)组成的沉积岩，主要的岩石类型为石灰岩(方解石含毓大于50)和

156、白云岩(白云石含量大于50)。它们经常还和陆源碎屑及粘土组成各种过渡类型的岩石。（一）、碳酸盐岩的成分（一）、碳酸盐岩的成分 化学成分：化学成分：碳酸盐岩的主要化学成分有：碳酸盐岩的主要化学成分有：CaO，MgO及及C02，其余氧化物有，其余氧化物有Si02，Ti02，N203，Fe0，Fe203，K20，Na20，H20等。碳酸盐岩的化学成分除了主要为等。碳酸盐岩的化学成分除了主要为CaO，MgO及及C02外，外， Si02的含量与粘土、陆源石英以及硅质生物和燧石的的含量与粘土、陆源石英以及硅质生物和燧石的存在有关；存在有关；A1203含量较高，也与粘土有关；随着粘土的出含量较高，也与粘土有

157、关；随着粘土的出现，现， K20，Na20和和H20也高于正常值；氧化铁与也高于正常值；氧化铁与P205的出现，的出现，与铁质矿物与胶磷矿有关；如果出现较多与铁质矿物与胶磷矿有关；如果出现较多SO2则可能与黄铁则可能与黄铁矿或石膏及硬石膏有关。矿或石膏及硬石膏有关。 矿物成分：矿物成分：碳酸盐岩主要由碳酸盐矿物碳酸盐岩主要由碳酸盐矿物(方解石、白云石等方解石、白云石等)组成，还含有非碳酸盐岩自生矿物及陆源矿物混入物等。组成，还含有非碳酸盐岩自生矿物及陆源矿物混入物等。（二）、碳酸盐岩的结构组分及其组成特征 根据组成碳酸盐岩的矿物（方解石、白云石等）颗粒粒级可将碳酸盐岩划分为巨晶、粗晶、中晶、细

158、晶、粉晶、微晶、泥晶（见下表）。 碳酸盐岩的结构与岩石的成因有密切的关系，它不碳酸盐岩的结构与岩石的成因有密切的关系，它不仅是岩石分类命名的主要依据，而且是环境分析的重要仅是岩石分类命名的主要依据，而且是环境分析的重要标志。下面介绍碳酸盐岩的各种结构组分及主要结构类标志。下面介绍碳酸盐岩的各种结构组分及主要结构类型。型。1、颗粒组分、颗粒组分 碳酸盐岩颗粒内容和涵义较为复杂，泛指盆地内化学、碳酸盐岩颗粒内容和涵义较为复杂，泛指盆地内化学、生物化学碳酸盐沉积物在波浪、潮汐等水流作用下就地生物化学碳酸盐沉积物在波浪、潮汐等水流作用下就地或经短距离搬运而形成的一系列碳酸盐岩颗粒，或叫异或经短距离搬运

159、而形成的一系列碳酸盐岩颗粒，或叫异化粒。按碳酸盐岩颗粒的组成特征和成因分为：化粒。按碳酸盐岩颗粒的组成特征和成因分为：内碎屑、内碎屑、鲕粒、球粒、生物颗粒和藻粒鲕粒、球粒、生物颗粒和藻粒 等。等。 1）、内碎屑：）、内碎屑： 系指由已沉积的弱固结或固结的碳酸盐沉积物，经波浪、系指由已沉积的弱固结或固结的碳酸盐沉积物，经波浪、潮汐等水流作用冲刷、破碎或搬运而形成的颗粒。而来自盆地潮汐等水流作用冲刷、破碎或搬运而形成的颗粒。而来自盆地之外，从老地层内剥蚀搬运而来的碳酸盐岩碎屑不属于内碎屑，之外，从老地层内剥蚀搬运而来的碳酸盐岩碎屑不属于内碎屑，而是属于陆源岩屑。而是属于陆源岩屑。 内碎屑同陆源碎屑

160、一样，可以按粒径大小内碎屑同陆源碎屑一样，可以按粒径大小划分和命名：砾屑：划分和命名：砾屑：2mm； 砂屑：砂屑：201mm；粉屑：；粉屑：l01mm； 泥屑：泥屑：5)，充填于颗粒组，充填于颗粒组分之间，对颗粒也起某种胶结作用。分之间，对颗粒也起某种胶结作用。 布拉特布拉特(Blatt，1972)认为碳酸盐灰泥认为碳酸盐灰泥(泥晶泥晶)的可能成因的可能成因与来源有以下四种：与来源有以下四种： 较大的碳酸盐颗粒，经波浪和水流的机械磨蚀作用而形较大的碳酸盐颗粒，经波浪和水流的机械磨蚀作用而形成。成。 生物磨蚀作用，当生物吃下较大的碳酸盐颗粒，在体内生物磨蚀作用，当生物吃下较大的碳酸盐颗粒，在体内

161、将它消化磨成粉末而成。将它消化磨成粉末而成。 由海水直接无机化学沉淀产生的泥状文石针。由海水直接无机化学沉淀产生的泥状文石针。 钙质藻类组织内的针状文石，腐烂后分离而形成文石针钙质藻类组织内的针状文石，腐烂后分离而形成文石针泥。泥。3、亮晶：、亮晶： 它是充填于原始粒间起胶结作用的化学沉淀物质。它是充填于原始粒间起胶结作用的化学沉淀物质。由于这种胶结物的晶体清澈明亮，故称为由于这种胶结物的晶体清澈明亮，故称为“亮晶亮晶”或或“亮晶胶结物亮晶胶结物”。 亮晶胶结物的晶粒一般较大亮晶胶结物的晶粒一般较大(0004mm，常，常001mm)。它通常是在水动力较强的沉。它通常是在水动力较强的沉积条件下，

162、原始粒间的细粒灰泥质点被冲洗带出后，在积条件下，原始粒间的细粒灰泥质点被冲洗带出后，在成岩过程中在粒间隙以化学方式沉淀出的方解石。成岩过程中在粒间隙以化学方式沉淀出的方解石。 亮晶胶结组分按其成因特征可以分为亮晶胶结组分按其成因特征可以分为粒状型、新月粒状型、新月型、重力型（悬挂型）、渗流砂型、再生边型、世代型、型、重力型（悬挂型）、渗流砂型、再生边型、世代型、等厚边型等厚边型（如下图所示如下图所示）。）。4、晶粒：、晶粒： 晶粒可首先根据其粒度划分为砾晶、砂晶、粉晶、晶粒可首先根据其粒度划分为砾晶、砂晶、粉晶、泥晶等。砂晶还可再细分为极粗晶、粗晶、中晶、细晶泥晶等。砂晶还可再细分为极粗晶、粗

163、晶、中晶、细晶及极细晶；粉晶还可再细分为粗粉晶和细粉晶。及极细晶；粉晶还可再细分为粗粉晶和细粉晶。 泥晶和细粉晶的方解石和白云石，主要是原生或准同泥晶和细粉晶的方解石和白云石，主要是原生或准同生的；粗粉晶以上的方解石和白云石，主要是次生的，生的；粗粉晶以上的方解石和白云石，主要是次生的，即重结晶或交代作用的产物。即重结晶或交代作用的产物。 晶粒也可以根据其形状特征划分为自形晶、半自形晶粒也可以根据其形状特征划分为自形晶、半自形晶、他形晶，还可以按其相对的大小划分出斑晶晶、他形晶，还可以按其相对的大小划分出斑晶(指对指对于周围的晶粒来说，其晶体较粗大于周围的晶粒来说，其晶体较粗大)和包含晶和包含

164、晶(指大晶体指大晶体中包含的小晶体中包含的小晶体)。 5、生物格架：、生物格架： 生物格架主要是指原地生长的群体生物生物格架主要是指原地生长的群体生物(如珊瑚、如珊瑚、苔藓、海绵、层孔虫等苔藓、海绵、层孔虫等)以其坚硬的钙质骨骼所形成的以其坚硬的钙质骨骼所形成的骨骼格架。另外，一些藻类骨骼格架。另外，一些藻类(如蓝藻和红藻如蓝藻和红藻)的粘液可以的粘液可以粘结其他碳酸盐组分，如灰泥、颗粒、生物碎屑等，从粘结其他碳酸盐组分，如灰泥、颗粒、生物碎屑等，从而形成粘结格架，如各种叠层石以及其他粘结格架。而形成粘结格架，如各种叠层石以及其他粘结格架。 骨骼格架及粘结格架都是生物格架，它们是礁碳酸骨骼格架

165、及粘结格架都是生物格架，它们是礁碳酸盐岩必不可少的组分盐岩必不可少的组分6、孔隙：、孔隙： 世界上石油天然气储量约有一半储于碳酸盐岩地层的储集孔隙中。而那些受碳酸盐岩层控制的层状和层控金属矿床，也大多与碳酸盐岩的孔隙有关。 碳酸盐岩孔隙的形成特征和发育程度，主要取决于碳酸盐岩的矿物成分、结构和形成条件；同时碳酸盐岩孔隙也与成岩作用环境和后期改造有重要关系。前者主要是指原生孔隙，而后者则指次生孔隙。 6、孔隙：、孔隙： 原生孔隙主要包括形成于沉积阶段的原始孔隙。有粒间孔隙、遮蔽孔隙、体腔孔隙、生物格架孔隙、鸟眼及干缩孔隙、生物钻孔、窗格和层状空洞、重力滑动破碎形成的孔隙。 次生孔隙主要形成于成岩

166、及后生作用过程，由原生组构溶解改造而成的孔隙。有粒内溶孔、铸模孔、晶间孔隙、其它溶蚀孔隙（如下图所示）。（三）（三） 碳酸盐岩的构造碳酸盐岩的构造 碳酸盐岩的构造十分多样，几乎具有全部沉积岩的构造类型。在这里，只讲述一些碳酸盐岩中特有的构造类型。1 缝合线构造缝合线构造 缝合线是碳酸盐岩层成岩过程压溶作用的产物，是发育在碳酸盐岩层的两个岩层或同一岩层内形态复杂的界面，即压溶面。缝合线具有波状、锯齿状、指状，并且具上下对应部分吻合的特征。 目前，占主导地位的缝合线成因说是压溶说。它的理论是：在压力作用下，颗粒接触的化学势(溶度积常数)升高，造成溶液中离子活化度的增大，形成浓度梯度，于是溶质离子就

167、从浓度高的接触处扩散到浓度低的溶液所占据的孔隙中，并使CaC03沉淀在未应变的颗粒表面上。2 帐篷构造帐篷构造 这是一种碳酸盐潮坪环境形成的脊型背斜构造。这种构造具有柱状裂隙和极大的干裂状多角形断面，略呈不谐和的褶皱和类似尖顶状的褶皱或倒转岩层。 这种构造的成因，系碳酸盐沉积层变浅所致：当碳酸盐沉积物从潮下经潮间环境，最后转变为潮上大陆环境过程中，地下水上涌和岩层发生固结膨胀变形而形成（如右图所示）。帐篷构造（长顺县，阿翁寨） 3 鸟眼构造鸟眼构造 也成为鸟眼孔或雪花状、窗格状构造，主要产于低能条件下所形成的泥晶、团粒、藻团粒等沉积碳酸盐纹层中。 鸟眼构造是1-3mm大小，大致平行于纹层碳酸盐

168、岩层面分布，形如鸟眼状的透镜或不规则的孔网。其主要发育于潮上带下部和潮间带上部，是一种很好的指相标志。一般认为其成因有三： 气泡作用：气泡作用：位于潮间带上部的沉积层中所含的空气以及有机质腐解所产生的气体形成的。 收缩作用：收缩作用：潮上带沉积物因蒸发失水收缩而形成。这种成因所造成的鸟眼孔壁多不光滑。 藻类腐解作用：藻类腐解作用：潮问带被埋藏的藻类腐烂后所形成的空洞。这种孔洞的外形往往不规则。 鸟眼构造 （长顺县，新坝）4 叠层石叠层石 叠层石构造也称为叠层构造或叠层藻构造，简称为叠层石。叠层石由以下两种基本层组成： 富藻纹层，又称为暗层，藻类组分含量多，有机质高，碳酸盐沉积物少，故色暗。 富

169、碳酸盐纹层，又称为亮层，藻类组分含量少，有机质少，故色浅。这两种基本层交互出现，即形成叠层石构造。 叠层石的形态多样(如右图所示)，但基本形态只两种，即层状的(包括波状的等)和柱状的(包括锥状的等)。其他形态都是这两种基本形态的过渡或组合。5 示顶底构造 酸盐岩的孔隙中，如鸟眼孔隙、生物体腔孔隙以及其它空隙中，常见两种不同特征的充填物。在孔隙底部或下部主要为泥晶或粉晶方解石，色较暗；在孔隙顶部或上部为亮晶方解石，色浅，且多呈白色。两者界面平直，且同一岩层中的各个孔隙的类似界面都相互平行(如右图所示)。这两种不同的孔隙充填物代表两个不同时期的充填作用。6 硬地面构造硬地面构造 是同沉积的粘结层，

170、是一种特殊类型的层面构造。是同沉积的粘结层，是一种特殊类型的层面构造。硬地面形成于海底，它经常被固着的海底生物硬地面形成于海底，它经常被固着的海底生物(如珊瑚、如珊瑚、龙介虫、牡蛎、有孔虫类和海百合龙介虫、牡蛎、有孔虫类和海百合)所钙化，容易被多毛所钙化，容易被多毛环节动物、瓣鳃类和海绵所钻孔。硬地面构造有两类：环节动物、瓣鳃类和海绵所钻孔。硬地面构造有两类：一类是光滑的、平坦的由于海蚀作用形成的面；另一类一类是光滑的、平坦的由于海蚀作用形成的面；另一类为不规则的、成棱角状的由于溶解作用形成的面为不规则的、成棱角状的由于溶解作用形成的面(即溶即溶蚀的硬地面蚀的硬地面)。第一种类型在浅海沉积物中

171、很常见，浅海。第一种类型在浅海沉积物中很常见，浅海的波浪和水流能移动鲕粒状或骨架状的砂岩跨过岩化的的波浪和水流能移动鲕粒状或骨架状的砂岩跨过岩化的沉积物形成平坦的侵蚀面；第二种类型沉积物形成平坦的侵蚀面；第二种类型(溶蚀的硬地面溶蚀的硬地面)在深海沉积物中常见，在深海没有沉积时期，形成海底在深海沉积物中常见，在深海没有沉积时期，形成海底固结和溶解。固结和溶解。 硬地面的识别很重要，因为它表明了同期沉积的海硬地面的识别很重要，因为它表明了同期沉积的海底固结。硬地面可能被矿化或被氢氧化铁、铁锰氧化物、底固结。硬地面可能被矿化或被氢氧化铁、铁锰氧化物、磷酸盐和海绿石所浸染。磷酸盐和海绿石所浸染。7

172、古岩溶古岩溶 古岩溶面是碳酸盐沉积物与大气降水相接触溶解而古岩溶面是碳酸盐沉积物与大气降水相接触溶解而产生的不规则钵穴面。这个溶解可能发生在薄土壤层下产生的不规则钵穴面。这个溶解可能发生在薄土壤层下面，而且土壤本身也能被保存作为不连续的粘土盖层或面，而且土壤本身也能被保存作为不连续的粘土盖层或者是溶解面之上的基底。在发育好的岩溶体系中，冲刷者是溶解面之上的基底。在发育好的岩溶体系中，冲刷的坑和溶洞可能分布在表面之下几十或几百米深，角砾的坑和溶洞可能分布在表面之下几十或几百米深，角砾岩形成于岩洞的坍塌和来自地下河沉积。大气淡水的溶岩形成于岩洞的坍塌和来自地下河沉积。大气淡水的溶解作用造成的古岩溶

173、对孔隙的形成很重要，潜山油藏的解作用造成的古岩溶对孔隙的形成很重要，潜山油藏的形成与此有关。形成与此有关。（四）、碳酸盐岩沉积环境及相模式（四）、碳酸盐岩沉积环境及相模式1 海洋碳酸盐沉积环境特点有：海洋碳酸盐沉积环境特点有： a 、温暖、清洁、透光的浅水海洋环境b 、碳酸盐沉积的水文控制条件（海水的能量及盐度） 2 海洋碳酸盐岩沉积相模式形成碳酸盐沉积物的浅海一般分为陆表海和陆缘海两种。陆表海：分布面积十分广阔、海水极浅、海底十分平缓为其特征。陆缘海：分布于大陆边缘，占据陆架位置。 下面将介绍历年来最常用的几个碳酸盐沉积相模式。a 、欧文模式 他以不含陆源碎屑物的浅海碳酸盐沉积物为条件，将自

174、滨海到广海方向划分为三个带，并分别命名X，Y，Z带（见下图）。 X 带带(低能带低能带)：指位于广海浪基面以下地带，宽约数百公单。一般来说，海底很少受到扰动，只有海流能作用于海底，其沉积物主要来自高能带(Y)的细粒碎屑，形成粉屑厥泥沉积物，这一带沉积物的厚度不大。 Y带带(高能带高能带)：指从波浪开始冲击海底的地点开始，也即代表波浪的动能开始消耗处起，由此向滨岸方向延伸，直到浪能完全耗尽为止。此带宽约数十公里。由于这一带波浪及潮汐十分活跃，水浅，阳光充足，氧气充分，底栖生物及藻类大量繁殖，所形成的沉积物基本上都是生物成因的。在此带向海一侧，从深水上升带来的养料尤其丰富，因而各种生物包括造礁生物

175、大量发育，往往形成生物礁。 z带带(低能带低能带)：指位于高能带向滨岸方向直至潮坪为止。该带海水较浅，其深度不过数米乃至零米，宽度可达数百公里。此处海水循环不畅，主要受潮汐作用影响，波浪作用影响较小，所以属于低能环境，只有暴风才可引起局部的波浪作用。此带海底坡度很小。在靠近滨岸的地带，如因气候炎热干燥，水流停滞，可使海水蒸发，含盐度不断提高，因此主要沉淀白云岩、硬石膏或石膏以及各种盐类沉积物。b 、拉波特的模式、拉波特的模式 他他 基本上承袭了肖及欧文的概念，所不同的是他在研基本上承袭了肖及欧文的概念，所不同的是他在研究该区沉积环境时指出，由于潮汐面频繁变动，引起潮上究该区沉积环境时指出，由于

176、潮汐面频繁变动，引起潮上一潮间一潮下环境的复杂变换，因而形成各种相的交替和一潮间一潮下环境的复杂变换，因而形成各种相的交替和穿插。他指出潮汐作用的重要性和潮下存在碳酸盐和陆源穿插。他指出潮汐作用的重要性和潮下存在碳酸盐和陆源碎屑的沉积分带性碎屑的沉积分带性(如下图所示如下图所示) 。c 、威尔逊的模式、威尔逊的模式 威尔逊威尔逊(1969，1975)综合了古代及现代碳酸盐岩的大量综合了古代及现代碳酸盐岩的大量沉积模式，按照沉积环境的潮汐、波浪、氧化界面、盐度、沉积模式，按照沉积环境的潮汐、波浪、氧化界面、盐度、水深及水循环等因素的控制，建立了综合的碳酸盐沉积模式，水深及水循环等因素的控制，建立

177、了综合的碳酸盐沉积模式，划分出九个标准相带划分出九个标准相带(如下图和表如下图和表)：1A-浊积岩和窄地槽深浊积岩和窄地槽深水相，水相，1B-盆地相盆地相(克拉通内部深盆及克拉通边缘冒地槽盆地克拉通内部深盆及克拉通边缘冒地槽盆地)；2一广海陆棚相；一广海陆棚相；3一盆地边缘或深陆棚边缘相；一盆地边缘或深陆棚边缘相；4一碳酸一碳酸盐台地前缘斜坡相；盐台地前缘斜坡相；5一台地边缘生物礁相；一台地边缘生物礁相；6一台地边缘浅一台地边缘浅滩相；滩相；7一开阔台地相；一开阔台地相；8一局限台地相；一局限台地相；9一台地蒸发岩相。一台地蒸发岩相。这个模式是欧文、拉波特等的模式的发展，这个模式是欧文、拉波特

178、等的模式的发展，1，2，3相带相当相带相当于于x带，带，4，5，6相带相当于相带相当于Y带，带，7，8，9相带相当于相带相当于z带。带。此外，威尔逊还提出了在九个相带中此外，威尔逊还提出了在九个相带中24个微相类型的组合特个微相类型的组合特征征(见下表见下表)，为使用他的模式带来很大方便。，为使用他的模式带来很大方便。c 、威尔逊的模式、威尔逊的模式c 、威尔逊的模式、威尔逊的模式3、碳酸盐岩沉积环境及相模式、碳酸盐岩沉积环境及相模式c 、威尔逊的模式、威尔逊的模式d 、关士聪的模式、关士聪的模式 关士聪等关士聪等(1980)综合研究了我国近年大量地综合研究了我国近年大量地层研究成果，编制了一

179、套千万分之一的全国范围的层研究成果，编制了一套千万分之一的全国范围的占海域沉积相图。在此基础占海域沉积相图。在此基础L，进行分析比较，并，进行分析比较，并吸取了威尔逊及赖内克等的沉积模式的优点，提出吸取了威尔逊及赖内克等的沉积模式的优点，提出了中国古海域沉积环境综合模式图。这个模式，按了中国古海域沉积环境综合模式图。这个模式，按海底地形、海水深度、潮汐作用和海水能量、沉积海底地形、海水深度、潮汐作用和海水能量、沉积特征及生物组合特征特征及生物组合特征等，分为两个相组、六个相区、等，分为两个相组、六个相区、十五个相带十五个相带(或相或相)，如，如下表和下图所示下表和下图所示。d 、关士聪的模式、

180、关士聪的模式d 、关士聪的模式、关士聪的模式 除上述几种常用模式外，还有塔克的模式和Read模式等。 Read 在总结归纳已有海相碳酸盐沉积模式的基础上，提出碳酸盐缓坡、碳酸盐台地两种模式和缓坡、台地和孤立台地或海洋环礁三种端元类型。 3 海洋碳酸盐岩沉积环境及沉积相分述海洋碳酸盐岩沉积环境及沉积相分述 在综合考虑各种因素的基础上，大致可归纳为八种碳酸盐沉积环境：潮坪、局限陆棚（泻湖或海湾）、台缘浅滩、陆棚、生物礁、礁前斜坡、盆地边缘和远洋碳酸盐沉积。 1 1） 潮坪环境及沉积特征潮坪环境及沉积特征 潮坪环境实际上是一个综合沉积体系，由潮上、潮间、潮下三种亚环境组成，而且它们还可以分别被进一步

181、划分成更次一级的环境。潮上带：属于正常平均高潮面以上的、大潮及风暴潮所能作用的地区；潮间带：位于平均高潮面和平均低潮面之间的地带，它们一天一次或两次出露水面；潮下带：平均低潮面以下至潮道所不能作用之问的地带，几乎很少出露水面。 根据一些学者连续观测知，潮上带一年平均根据一些学者连续观测知，潮上带一年平均90以上时间暴露于大气中；潮间带年平均以上时间暴露于大气中；潮间带年平均8020时间暴露于大气中；潮下带上部年平均只有时间暴露于大气中；潮下带上部年平均只有不足不足10的时间暴露于大气中，潮下带下部则常的时间暴露于大气中，潮下带下部则常年淹没在水下。所以暴露构造，尤其是干裂，是潮年淹没在水下。所

182、以暴露构造，尤其是干裂，是潮坪环境的重要鉴定标志。此外，由于碳酸盐所特有坪环境的重要鉴定标志。此外，由于碳酸盐所特有的易溶性质，暴露和大气水淋滤作用常常使干裂的易溶性质，暴露和大气水淋滤作用常常使干裂V字型边缘圆化，致使岩层中形成字型边缘圆化，致使岩层中形成“香肠香肠”构造。在构造。在潮坪沉积中另外一种重要的特征是隐藻类生长所形潮坪沉积中另外一种重要的特征是隐藻类生长所形成的藻席。它们是生长在沉积物顶面上的蓝绿藻的成的藻席。它们是生长在沉积物顶面上的蓝绿藻的胶状到革状的席片，可出现在整个潮间带。胶状到革状的席片，可出现在整个潮间带。 潮坪碳酸盐环境受气候条件控制较为明显。按湿度和盐度条件，可以

183、分成两类：一类是以巴哈马群岛为代表的，属正常盐度、湿度潮坪；另一类以波斯湾地区为代表，为干旱、盐化潮坪(如下图所示)。这两种类型的地貌特征有着明显的区别。 干旱气候条件下潮坪沉积物及其剖面层序 其突出特点有：a 气候炎热干旱，纯蒸发率很高。b 海岸地势平坦。c 地下水面很浅，易发生强烈的毛细管蒸发作用。 因此其剖面结构具有比较特因此其剖面结构具有比较特征的标志征的标志(如右图所示如右图所示)： a 大量自生蒸发盐的形成，如大量自生蒸发盐的形成，如盐、石膏、硬石膏、天青石等。盐、石膏、硬石膏、天青石等。 b 大量蒸发盐，尤其是石膏的大量蒸发盐，尤其是石膏的形成，又转而提高了地下水中形成，又转而提

184、高了地下水中的的Mg2+Ca2+比值，从而引起比值，从而引起沉积物的广泛白云石化。沉积物的广泛白云石化。 c 如果在沉积过程中，发生淡如果在沉积过程中，发生淡水淋滤则剖面中的蒸发岩、硬水淋滤则剖面中的蒸发岩、硬石膏将被溶解，而出现塌陷角石膏将被溶解，而出现塌陷角砾岩层，并在层序的下部发生砾岩层，并在层序的下部发生方解石化作用。方解石化作用。 正常(潮湿型)潮坪碳酸盐及其剖面层序 此类沉积地区的气候潮湿，或者地下水位太低，因而无蒸发盐沉淀。 层序的底部单元(如果有的话)通常是由粗粒碎屑构成(如右图A层)，记录着海水向陆地方向上的起始人侵位置。潮下单元(如右图B层)是典型的生物扰动的粒泥灰岩到泥粒

185、灰岩。 如果潮坪上有大量的潮道，那么潮道的迁移也可能破坏某些潮坪沉积的特征，并且形成部分向上变细的序列，底部为骨骼灰质砂。 2 2） 局限陆棚环境及沉积特征局限陆棚环境及沉积特征 所谓局限陆棚是指地理上或水动力上受到限制的一种潮下浅水低能的碳酸盐沉积环境(PAScholle，1983)。从地貌角度，它可以包括海湾、礁后泻湖、台地边缘鲕滩、骨屑滩和障壁岛之后的泻湖。在台地相沉积模式中，经常被称为“局限台地”。 在这种环境中生活的生物种类及沉积物类型主要取决于障壁的限制程度及其持续性(曾允孚，1985)。沉积物粒度多样，但大多数是富含球粒的碳酸盐泥，另外普遍可见藻团块(即葡萄石)。 3 3） 陆棚

186、环境及沉积特征陆棚环境及沉积特征 陆棚是指朝海岸方向与近滨或大陆相邻，朝滨外方向与斜坡和盆地相邻的一个浅水碳酸盐沉积环境。在多数情况下，海水具有正常盐度、充氧，深度变化较大。海底位于正常浪基面之下，碳酸盐沉积为连续和延伸范围广的板状体。 从构造角度讲，碳酸盐陆棚相主要形成于克拉通边缘、克拉通内盆地、大滨外滩的顶部。世界上已知的一些最厚的碳酸盐沉积剖面都是由沉积在大陆边缘的进积陆棚相组成如下图a所示。 台地碳酸盐一般沉积类型 在台地内部，相当潮坪沉积，是由骨骼一球状粒粒泥灰岩和透镜状颗粒岩组成。在正常波基面以上的浅水潮下带，主要是骨骼一球状粒颗粒岩。 如上沉积，由于海平面的变化，而形成旋回性的组

187、合。大量资料表明，台地上的这种典型层序是向上变浅的层序，即由潮下带一潮间带一潮上带的沉积层序。古代碳酸盐台地沉积向上变浅的层序不完全棚同。微相分析揭示了一个旋回横向上是有变化的，旋回的特点是一个地质时期特定阶段或亚阶段的产物。 理想的台地碳酸盐向上变浅层序，包括五个单元理想的台地碳酸盐向上变浅层序，包括五个单元(图示图示)。底部单元一般较薄，它在老的沉积物上记录了初期海进，因底部单元一般较薄，它在老的沉积物上记录了初期海进，因此一般是高能沉积，由岩屑砾岩或砂组成，层序的大部分则此一般是高能沉积，由岩屑砾岩或砂组成，层序的大部分则可能是各种各样的正常海相碳酸盐岩组成。在底部单元之上，可能是各种各

188、样的正常海相碳酸盐岩组成。在底部单元之上，是潮下带开阔海或泻湖沉积。层序上部由两个单元组成：一是潮下带开阔海或泻湖沉积。层序上部由两个单元组成：一个是正常潮汐中的潮间带单元；另一个是潮上带单元，沉积个是正常潮汐中的潮间带单元；另一个是潮上带单元，沉积于异常风潮或风暴潮覆盖的面积上。这些单元中，每个都具于异常风潮或风暴潮覆盖的面积上。这些单元中，每个都具有暴诺于大气的特征标志。层序的最顶部常见有陆源沉积。有暴诺于大气的特征标志。层序的最顶部常见有陆源沉积。 所有这样的层序，其共同特点是有不同的潮问带单元。所有这样的层序，其共同特点是有不同的潮问带单元。一旦认识了潮间带单元，就可以判断某些层序类型

189、附近可能一旦认识了潮间带单元，就可以判断某些层序类型附近可能出现的岩性。出现的岩性。 3 3） 陆棚环境及沉积特征陆棚环境及沉积特征 当陆棚边缘发育有很好的障壁，由于水体受到局限，则陆当陆棚边缘发育有很好的障壁，由于水体受到局限，则陆棚环境演变为局限陆棚环境。也就是说，正常浅海陆棚与局棚环境演变为局限陆棚环境。也就是说，正常浅海陆棚与局限陆棚是广义陆棚的不同演化阶段。有时也可以在广阔的陆限陆棚是广义陆棚的不同演化阶段。有时也可以在广阔的陆棚中呈较明显的建隆出现棚中呈较明显的建隆出现如下如下b图所示图所示，大多由生物碎屑，大多由生物碎屑滩或礁构筑而成。滩或礁构筑而成。陆棚相沉积具有以下特征：陆棚

190、相沉积具有以下特征： a 具有正常海相生物群组合。具有正常海相生物群组合。 b 沉积物通常由含有粒泥灰岩和泥粒灰岩的泥晶灰沉积物通常由含有粒泥灰岩和泥粒灰岩的泥晶灰岩组成。由于斑礁和碳酸盐浅滩时有发育，因而局岩组成。由于斑礁和碳酸盐浅滩时有发育，因而局部可见粘结灰岩和生物碎屑颗粒灰岩。部可见粘结灰岩和生物碎屑颗粒灰岩。 c 通常为具透镜状或楔状形态的、层厚不等的岩层，通常为具透镜状或楔状形态的、层厚不等的岩层，薄层页岩层可以中断陆棚碳酸盐相层序。薄层页岩层可以中断陆棚碳酸盐相层序。 d 广泛的生物扰动作用、潜穴、结核状和脉状层是广泛的生物扰动作用、潜穴、结核状和脉状层是陆棚沉积构造中的典型特征

191、。陆棚沉积构造中的典型特征。 4 4）台地边缘浅滩环境及沉积特征台地边缘浅滩环境及沉积特征 这是各种碳酸盐沉积相模式中最为重要的相带这是各种碳酸盐沉积相模式中最为重要的相带之一。之一。 浅滩水深从浅滩水深从510m到高出水面，海水循环良到高出水面，海水循环良好，氧气充足，盐度正常，但由于底质处于移动状好，氧气充足，盐度正常，但由于底质处于移动状态，故不适于海洋生物栖息繁殖。它面向广海一侧态，故不适于海洋生物栖息繁殖。它面向广海一侧可有礁或无礁发育。可有礁或无礁发育。 浅滩相的岩石类型以色浅的亮晶颗粒灰岩为主，浅滩相的岩石类型以色浅的亮晶颗粒灰岩为主，常见鲕粒灰岩及其他包粒灰岩，有时为磨圆的生物

192、常见鲕粒灰岩及其他包粒灰岩，有时为磨圆的生物碎屑灰岩。沉积构造主要是各种规模的交错层理碎屑灰岩。沉积构造主要是各种规模的交错层理(如槽状、羽状等如槽状、羽状等)，也有板状交错层理，也有板状交错层理(如为海滩，如为海滩，则呈切割层系则呈切割层系)，底冲刷和波痕也较为常见。，底冲刷和波痕也较为常见。5 5） 生物礁环境及沉积特征生物礁环境及沉积特征a 生物礁分类及其术语 礁所含的石油和天然气储量巨大，是其他类型的沉积物所无法比拟的。 从古代岩石中识别礁相是不容易的，因为，我们看到的并不是礁本身，而是不同时间形成的不同类型的灰岩块体；此外，造礁生物类型是随时代而变化的(如下图所示)，即各时代的造礁生

193、物是不相同的；加之成岩作用的影响，使得反映和区分礁各生长阶段的主要成分和相带均白云岩化而面貌全非。 b 现代珊瑚礁生长条件 根据对我国南海现代珊瑚礁的研究，发现温度、水深和盐度是控制其生长的最基本因素a珊瑚礁生长的理想温度范围是232左右，在更高或更低的温度下，造礁珊瑚虫将失去捕获食物的能力。为了迅速钙化，造礁珊瑚要依赖共生的虫黄藻，后者繁衍因受光合作用的限制，只能在水深3040m以上的浅水透光区生长。珊瑚正常生长的盐度范围在27-4之间。另外，在波浪强烈作用的地区，可为珊瑚虫提供丰富的浮游生物养料和充足的氧气。因此，多数生物礁沿陆棚边缘或碳酸盐台地边缘的搅动带产生。 c 生物礁的发育演化及其

194、在地史中的分布 在一般情况下，生物礁的发育演化大致经历生长、发展、壮大阶段（如下图所示）6 6） 礁前斜坡环境及沉积特征礁前斜坡环境及沉积特征 礁前斜坡是指镶边陆棚礁、孤立碳酸盐台地边缘礁或环礁的向海一侧的斜坡，其坡度不等，一般30。由重力流带来的浅水碳酸盐碎屑是礁前斜坡的主要沉积物(如下图所示)，亦有来自浮游生物、相邻碳酸盐台地和重力流派生出的细碎屑。所以，塌积碎块、滑塌堆积物、碎屑流、浊流与悬浮沉积物共存，是礁前斜坡沉积物的主要特征。 礁前斜坡相最主要的标志是含有礁灰岩岩块的沉积角砾楔状体。如我省独山布寨一惠水王估一安顺野猫寨一普安罐子窑一带的中泥盆世礁前斜坡带。 7 7） 盆地边缘环境及

195、其沉积特征盆地边缘环境及其沉积特征 它是指陆棚与深海盆地之间的陆坡地带，作为一种碳酸盐斜坡环境，主要是指迅速产生碳酸钙沉积的浅海与缓慢沉积远洋灰泥的深海之间的斜坡地带。 盆地边缘相主要由两类沉积物组成：未被破坏的远洋与半远洋沉积物和块状搬运的重力流沉积物。远洋与半远洋灰泥沉积 由来自上覆水层中的浮游生物遗体和毗邻的浅水碳酸盐陆棚或台地再搬运沉积的灰泥和灰砂，矿物组分具有类似碳酸盐陆棚或台地的、以文石和高镁方解石为主的特征，明显不同于盆地内以低镁方解石为主的远洋灰泥沉积。岩性以深灰色泥晶灰岩为主。块状重力流类型 根据搬运机制，又可以划分成以下几种亚类。即岩崩；滑动、滑塌和层内截切面；远源钙屑浊流

196、沉积。 8 8） 远洋碳酸盐沉积远洋碳酸盐沉积 远洋碳酸盐沉积是开阔海中由垂直沉降作用形成的碳酸盐沉积物。它主要来源于栖息在上覆水层中微体一超微体浮游生物骨骼物质。 在地质历史中，远洋碳酸盐沉积的发育很不平衡。这是因为钙质的超微生物(主要是颗石藻)是从侏罗纪以来开始迅速繁衍，并占统治地位。 在古生代和早中生代时，陆棚海主要发育了各种浅水碳酸盐沉积，盆地多处于欠补偿或“饥饿”状态，以沉积贫碳酸钙的页岩和层状硅质岩为主，沉积速率每千年只有几厘米到几毫米。 控制远洋碳酸盐沉积作用的主要条件有两个：方解石补控制远洋碳酸盐沉积作用的主要条件有两个：方解石补偿深度偿深度(CCD)和表层水的肥度和表层水的肥

197、度(Reading，1978)。 远洋碳酸盐沉积的主要岩石学特征，是以岩石主要成分远洋碳酸盐沉积的主要岩石学特征，是以岩石主要成分是浮游生物组合为显著标志的，其中占优势的是浮游有孔虫、是浮游生物组合为显著标志的，其中占优势的是浮游有孔虫、颗石藻类、翼足类、放射虫类、海相硅藻等。其他相的标志颗石藻类、翼足类、放射虫类、海相硅藻等。其他相的标志有：有： a 具有若干个小间断面的压缩层序；具有若干个小间断面的压缩层序； b 表明海底石化事件的硬地及其所伴生的问断面；表明海底石化事件的硬地及其所伴生的问断面； c 成层性良好、侧向延伸稳定并逐渐相变的细粒沉积物；成层性良好、侧向延伸稳定并逐渐相变的细粒

198、沉积物； d 厘米级到毫米级的纹层韵律厘米级到毫米级的纹层韵律(如白垩一泥灰岩旋回如白垩一泥灰岩旋回)； f 生物遗迹化石以蠕虫迹、古网格迹和螺旋潜迹、均分潜迹生物遗迹化石以蠕虫迹、古网格迹和螺旋潜迹、均分潜迹为特征。为特征。（五）（五） 碳酸盐旋回层序碳酸盐旋回层序 1、 向上变浅的陆棚旋回层序向上变浅的陆棚旋回层序 在碳酸盐沉积中，以浅水碳酸盐沉积为主，其堆积速在碳酸盐沉积中，以浅水碳酸盐沉积为主，其堆积速度总是大大超过它们所在沉积地区的构造沉降速度或海平度总是大大超过它们所在沉积地区的构造沉降速度或海平面上升速度。结果，碳酸盐的堆积反复多次达到并超出海面上升速度。结果，碳酸盐的堆积反复多

199、次达到并超出海面，形成了陆棚或台地中具有特色的总是向上变浅的不对面，形成了陆棚或台地中具有特色的总是向上变浅的不对称沉积序列（称沉积序列（James,1979 采用向上采用向上 变浅的序列来取代变浅的序列来取代“海退序列海退序列”）。）。 现已识别出三种重要的向上变浅的浅水碳酸盐沉积序现已识别出三种重要的向上变浅的浅水碳酸盐沉积序列，并根据岩性和地点分别命名为：鲕粒灰岩一颗粒灰岩列，并根据岩性和地点分别命名为：鲕粒灰岩一颗粒灰岩旋回层序、灰泥一萨布哈旋回层序和洛费尔旋回层序。旋回层序、灰泥一萨布哈旋回层序和洛费尔旋回层序。鲕粒鲕粒灰岩一颗粒灰岩灰岩一颗粒灰岩旋回层序旋回层序 这一旋回的下部岩层

200、都是由细粒白云化的、无化石的层状泥晶灰岩，具波状交错层的粉屑石灰岩，似球粒泥粒灰岩和颗粒灰岩组成。往上递变为含生物碎片和化石丰富的粒泥灰岩，再向上进一步递变为旋回顶部的生物碎屑海百合颗粒灰岩及填集紧密的具交错层的鲕粒灰岩(如下图所示)。 鲕粒灰岩一颗粒灰岩旋回层序鲕粒灰岩一颗粒灰岩旋回层序 此类旋回一般出现在盆地边缘的广阔陆棚上，颗粒灰岩段是由于陆棚边缘环境向海推进形成的，以沉积发育良好的鲕粒灰岩和有包壳、磨蚀的生物屑颗粒灰岩为主，表明有强烈的和持续的波浪及潮汐水流作用。旋回向上和向内陆棚方向递变为局限海相，当局限海出现在旋回顶部时，多为厚层状泻湖灰泥，局部有硬底，缺乏薄层状潮间带及萨布哈沉积

201、，陆棚向海一侧一般无礁，但海百合灰岩广泛发育为其很重要的共同特点。灰泥灰泥萨布哈旋回层序萨布哈旋回层序 此类旋回的特征是，每一旋回下部层段有两个相组成，一个是暗褐色有孔虫生物屑、腕足类一海百合粒泥状灰岩；另一个相是层孔虫斑礁，含一些珊瑚和红藻。中部是褐灰色泥晶灰岩和纹层状似球粒灰岩与均匀的泥晶灰岩互层，含局限海的或微咸水的微古生物。旋回顶部是层状、不规则结核状和纹层状硬石膏和灰绿色粉砂质极细晶白云岩，具有潮间和潮上萨布哈沉积构造(如下图所示)。 灰泥灰泥萨布哈旋回层序萨布哈旋回层序 此类旋回层序经常出现在广阔陆棚和浅水克拉通盆地，特别是在离陆棚边缘(向陆侧)很远的地方，但也可延伸到冒地槽广阔的

202、碳酸盐缓坡上，普遍具微晶结构，而泥粒结构及颗粒结构灰岩只见于细小的潮汐水道和天然堤沉积物中。旋回下部是开阔海或部分局限海的沉积物，旋回上部是潮坪层序，藻叠层石的出现标志着古高潮面。干旱气候条件常导致顶部为萨布哈硬石膏旋回层序，潮湿的热带气候常使旋回顶部形成特殊的硬壳和局部的钙结岩表面。 洛费尔旋回层序洛费尔旋回层序 这个层序是紧靠礁后或滩边缘的沉积所特有的(如下图所示)。旋回下部(A层)是该层序的分界带，由红色土壤角砾岩组成，它标志着假整合。向上接着是一层薄的潮间带纹层状石灰岩(B层)具有淡水和海水的渗流与潜流蚀变特征，可出现大量干裂、窗孔、帐篷构造，渗流豆石，席状裂隙等沉积构造，还可有叠层石

203、构造。旋回顶部是很厚的泻湖相颗粒灰岩、泥粒状灰岩(C层)，边缘出现礁滩相，其中含有藻包粒，粗枝藻包壳颗粒，原地伟齿蛤、腹足类和数量不等的泥晶基质。C层顶部一般都有很明显的侵蚀，有微岩溶、裂缝、角砾化及古土壤等特征。 洛费尔旋回层序洛费尔旋回层序 2 陆棚边缘、斜坡及盆地理想沉积旋层序陆棚边缘、斜坡及盆地理想沉积旋层序 陆棚边缘、斜坡及盆地旋回层序因斜坡陡度、陆棚边缘沉积物性质及海水能量的不同，可以划分为以下两种模式。 A 缓斜坡沉积模式 位于大陆坡，沉积坡度从34度到25度左右，向海盆方向坡度变小。如果陆棚边缘坡度较陡，海水能量较高，则在斜坡上部形成镶边的浅水礁。这些生物骨架礁被波浪打碎，环绕

204、陆棚边缘形成碎屑角砾岩的碎石堆，顺坡往下形成远海、半远海石灰岩，具粒序层的内碎屑灰岩，普遍见层内截切面。再往远处，进入深水盆地沉积。在我国湘西下寒武统清虚洞组也有广泛发育(郑荣才，1984)。理想沉积层序如下图所示。 如果陆棚边缘坡度较缓，海水能量低到中等，则形成灰质砂洲、砂坝，胶结差。其大陆坡沉积物内普遍见层内截切面，以及向下滑塌产生的滑褶现象(如图所示)。 b 深水陡崖崩落模式 陆棚边缘是直立或近于直立的悬崖陡壁，可能起因于断裂作用或由于海面的大波动，或者是起因于陆棚上碳酸盐以极快的速度向上堆积而成。此类型的边缘在有块断作用发育的洋盆边缘或构造铰合线处，在海盆的沉降速度超过毗邻陆棚的地方特

205、别常见。(见右边理想模式图)（六）（六） 湖泊碳酸盐沉积模式湖泊碳酸盐沉积模式 湖泊盆地中的碳酸盐沉积作用，常常是某些大型湖泊盆湖泊盆地中的碳酸盐沉积作用，常常是某些大型湖泊盆地发育历史中特殊阶段的产物。不论其时间分布还是空间分地发育历史中特殊阶段的产物。不论其时间分布还是空间分布，均远远逊色于海洋碳酸盐沉积。布，均远远逊色于海洋碳酸盐沉积。 湖泊碳酸盐沉积受周边地形的强烈控制。如果周边地势湖泊碳酸盐沉积受周边地形的强烈控制。如果周边地势高差大，河流冲积作用发育，湖盆就成为河流的泄水地带，高差大，河流冲积作用发育，湖盆就成为河流的泄水地带，大量碎屑物的输入阻滞了碳酸盐溶液的富集，排斥了碳酸盐大量碎屑物的输入阻滞了碳酸盐溶液的富集，排斥了碳酸盐沉积条件。当湖泊周边地势平缓，陆源碎屑物输入少，湖泊沉积条件。当湖泊周边地势平缓，陆源碎屑物输入少，湖泊水体为清澈水体，营造碳酸盐的生物很发育，湖泊水体内碳水体为清澈水体，营造碳酸盐的生物很发育，湖泊水体内碳酸盐溶液储备逐渐趋于过饱和，此时碳酸盐沉积作用就开始酸盐溶液储备逐渐趋于过饱和，此时碳酸盐沉积作用就开始产生。根据我国湖泊碳酸盐沉积相待发育的不同特点，将湖产生。根据我国湖泊碳酸盐沉积相待发育的不同特点，将湖泊碳酸盐沉积模式分为三类型（泊碳酸盐沉积模式分为三类型（如下图如下图）