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长江大学〈沉积岩石学〉教材网址：

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课堂录像一

主讲教师：<王兴志> 授课内容：<河流相>

http://desktop.swpi.edu.cn/C481/Courseware/Declaration/kclx-1.htm

课堂录像二

主讲教师：<雷卞军> 授课内容：<碳酸盐岩沉积相模式>

http://desktop.swpi.edu.cn/C481/Courseware/Declaration/kclx-2.htm

课堂录像三

主讲教师：<李凌> 授课内容：<碳酸盐岩结构组分>

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研究沉积岩的基本要求
　　（1）沉积岩系的岩层层序：沉积岩既然是成层的，各层形成的次序必然有先后关系，因此先得清理其层序。

　　层序的先后关系，在岩层没有发生剧烈变动的情形下，凡位于下面的先形成，位于上面的后形成，即服从"下早上晚"的地层层序律。按照这条定律，水平岩层，倾角不大的单向倾斜岩层，很容易划分出上下层序。但是，当地层直立、或者因构造剧烈变动使岩层上下关系发生倒转的情况下，又怎样判别其层序呢？这里，就需要运用一些沉积学的原理和方法了。大致有以下常用的几项：

　　①序粒层理又称粒级层理，或递变层。每一单层的沉积岩层，由底到顶，沉积过程中的颗粒大小，总是由粗逐渐变细，例如由粗砂质递变为细砂质，甚至到泥质。而相邻的两粒级层之间，由于下层的顶面常受到冲刷，因而在粒度上或成分上，显示出截然突变。根据粒级层的这种下粗上细的递变特征，可以识别其顶底关系，恢复地层的原先面貌。

　　②交错层理它是在一个单层中出现与主层理呈斜交的层纹构造，此层纹在顶部与主层理呈大角度斜交；其底部的层纹则收敛变缓，与主层理以小角度相切。因此，根据其"顶部角大，底部角小"的原则辨识地层之顶底。

　　③波痕我们在海滩、湖滨、江边的沙滩或泥质沙滩上经常看到水波涤荡留下的起伏痕迹。当其埋藏成岩以后，在岩层的顶面上也能留存此种特征，一旦暴露地面，即见尖棱突起的波峰和圆弧下凹的波谷间换组成的图案。如其尖棱朝上，即指示岩层顶部所在。波痕常见于砂岩、粉砂岩、泥岩中。

　　④泥裂又称干裂。我们在一些干旱的水田表面曾经看到过，就是那些不规则的多边形裂块，尤其可注意的是这些裂缝与地面垂直，裂隙作楔状，上宽下窄。地层中的某些岩层也有这种干裂现象保存，它们成为岩层时，缝隙则被泥沙充填，充填物的形态也作楔形，据这些特征，可以辨认其顶底关系。

　　⑤雨痕与冰雹痕当沉积物半干而尚未固结时，如遇暴雨或冰雹的猛烈打击，即在柔软的泥质或粉砂质沉积物表面留下圆形或椭圆形的凹坑，待沉积物固结为岩层后，此类凹坑即留下痕迹，借此可以辨认地层的顶底。

　　⑥冲刷面当岩层沉积后，有时露出水面，或在水下被水流冲刷，使其层面上造成凹凸不平的不规则面，其上再沉积的岩层往往显示出序粒层理。据此可辨认地层的顶底。

　　⑦化石的生长和保存状况若干固着生长的动植物，如树木、珊瑚之类，向上生长，主干与地层层面垂直，顶底位置也与岩层的顶底一致。大部分叠层石的生长方向也与层面垂直，其层纹的凸起部分总是朝向层面的顶部。软体动物的贝壳，往往以其凸面朝上是最稳定的埋藏状态，借此也可识别地层的顶底关系。

　　（2）各地层的相对地质年代：在确定沉积岩系各地层层序的同时，还应确定其相对地质年代，可为本区建立系统的地层表作准备。这项最关键的工作就是采集化石，借此鉴定地质年代。当然，化石的保存不可能每一地层都能发现，因此，有经验的地质工作者，要善于找寻化石的埋藏地。根据我个人的经验和体会，以下几种情况容易获得化石，应注意发掘：

　　①当你打下一块新鲜的碎屑状结构的石灰岩层破碎面，用放大镜细看，这些碎屑往往是由大量的古代生物的残骸组成，有时也能见到某些个体细小而比较完整的形体混杂其中。

　　②岩石性质发生改变的层位上，因为岩性（如成分、颜色、组织结构等）的改变，也就意味着沉积环境的改变，在此情景下，生物极易造成大批死亡，因而化石也就比较集中。

　　③若干泥质灰岩或泥灰岩层的结核内，也往往包裹着化石。因为含结核的岩层一般形成于浅水动荡的环境中，生物死亡以后，在水波搅动的情况下，使生物遗体周围的泥质凝聚汇集起来，终于胶结成结核，所以在野外遇到此种岩层的结核，可及时打开获得形态比较完整的化石。例如在浙江、江西一带上奥陶统黄泥岗组内的泥灰质结核团块内，常能找到相当美丽的三叶虫化石。

　　④深色的灰岩或页岩中也往往有较多的化石埋藏。因为深色的岩层反映出其成岩的沉积环境富含有机质，各类生物最喜欢来此聚居生活，一旦环境突变，生物无法适应，集群死亡，就成为丰富的化石群落而埋藏于此。

　　反过来，根据我们的野外工作经验，在下列几种岩层内很少发现化石，或保存不佳。

　　①红色粗砂岩或砾岩层，岩石多在气候干燥环境里形成，那里缺少生物，化石自然贫乏。即使偶而保存化石，由于岩石粗糙，化石上微细的特征（比如叶脉、壳外纹饰）无法烙印保存下来。所以，往往能见到一些化石的迹象，却很难鉴定其属种名称了。

　　②厚层、致密、岩性均匀的坚硬砂质岩石也缺乏化石。因为这类岩石的形成环境是处于长期缺少有机质的情况，生物也就很少了。

　　③质地匀称、岩性一致的厚度很大的石灰岩层，或很薄的石灰岩层中也缺乏化石保存，这类岩层的成因主要是化学因素，很少是生物因素，也就是说，沉积环境中缺少生物活动，所以化石贫乏了。

　　④发生变质作用的岩层，缺少化石，因为变质作用是在强大的压力和很高的温度下进行的，使原来的岩石发生化学或物理的变化，比如"重结晶作用"，就把原先即使保存下来的化石也投入"熔炉"，自然化石也就见不到了。最明显的例子，如远离侵入体的石灰岩，化石密集，而邻近侵入体的石灰岩变质成为大理岩，化石早就消失了。

　　⑤某些盐类矿物，诸如白云石、硫化物、卤化物高度集中的岩层里，也缺乏化石。因为形成此类矿物的环境具有"毒性污染"作用，不宜生物生长，所以化石也就极少了。

　　不管怎样，在野外一旦遇上化石碎片，即应大力搜索，当查明某一含化石的单层时，哪怕厚度极薄，也应认准此层，顺藤摸瓜，及时发掘，扩大成果。经初步研究以后，就要在野外记录本上将化石分布的特征、属种的成分、生态性质以及保存情况等都作简要的记述，作备忘之用。

　　在这里，比较困难的是化石属种名称的当场鉴定，一般可以查阅随身携带的《化石手册》之类，对照图版及文字描述作初步的辨认，往往能鉴定到属的名称也就不错了。不过，有意识的地质旅行，在小分队的成员中，最好能吸收古生物工作者参加（特别在沉积岩地区穿行路线时），以便及时处理。

　　当然，鉴定化石属种的名称的最主要目的是确定地层的相对地质年代，属什么纪、什么统，能说出组的名称来就更好了。

　　当在一系列岩层中的某一两层找到化石，并能确定其所归属的地质年代以后，就可以按层序的上下关系，推测其他地层的地质年代，建立地层层序了。

　　（3）各地层的岩石性质：岩石性质的内容较多，一般最常用的，或者说必须了解的基本内容，应包括下列几项：

　　①颜色：一般取决于岩石中所含的矿物成分，其中最有影响的是铁质和有机质的含量。根据铁的氧化程度，色调颇有不同，如低氧化铁具淡绿色、淡青色；当含氧量增高时，则呈黄色、橙黄色、红色直至紫褐色。

　　锰的氧化物也有强烈的染色作用，可将碎屑岩染成黑色、浅蓝紫色。

　　有机质可使岩石出现暗色甚至黑色。如无有机质时，岩石几乎是白色的。

　　若干黏土岩类、砂岩或石灰岩中含有海绿石或绿泥石时，可使岩石染成绿色、浅蓝绿色。

　　钾长石颗粒组成的长石砂岩可使岩石呈现浅棕红色。

　　辉石、角闪石颗粒则使岩石呈暗灰色。

　　石英、硫酸盐、碳酸盐、盐类矿物混入时则呈白色。

　　观察岩石的颜色时，还应注意新鲜的与风化面上的不同颜色。

　　②成分：由于沉积岩是岩石风化后经搬运而沉积的产物，有一部分则属于化学沉淀的产物，故其成分可分为三大类：

　　第一，碎屑岩类，这类岩石的成分是由母岩机械破碎的产物，其中如碎块巨大的角砾岩、砾岩的成分常以所含的岩石名称辨识之；而砂质岩石，则以其中所含的矿物名称表达之。

　　第二，黏土岩类，其成分是母岩在风化过程中分解出残余的或新生的黏土物质，它们常是化学风化过程中呈胶体状态的、不活泼的物质，如A1{2}O{3}、SiO{2}等在适当的条件下就形成的黏土矿物，也有一部分是由机械磨研而成的粉末，其成分的名称也以矿物的名称表达。

　　第三，化学岩和生物化学岩，主要成分是由活泼性较大的金属元素，如K、Ca、Mg等呈离子状态形成真溶液，而A1、Fe、Si等氧化物呈胶体状态，形成胶体溶液，在适当条件下，发生化学作用而沉淀成岩。其成分名称也按矿物名称表达。常见的有如下各类：

　　铝质岩：富含A1{2}O{3}，与黏土岩类相似，含铝高时，即成铝土矿。

　　铁质岩：富含铁质，当其含铁量达30％以上时，即成为铁矿，有赤铁矿、褐铁矿、菱铁矿、黄铁矿等，但黄铁矿主要提炼其硫，不作正常的铁矿开采。

　　锰质岩：如其含锰量达到20％以上时，即可列为锰矿开采，有菱锰矿、硬锰矿、软锰矿之分。

　　硅质岩：含SiO{2}很高的岩类。其中有生物成因的硅藻土、海绵岩、放射虫岩；也有非生物成因的碧玉岩、燧石岩。尤以燧石岩最为常见。

　　磷质岩：当P{2}O{5}的含量达到12％以上时，即可成为磷矿，主要以胶磷矿、磷灰石等矿物出现。

　　碳酸盐岩：由碳酸盐类矿物组成，以石灰岩和白云岩两类最为常见。此类岩石分布较广，约占沉积岩总量的20％，比黏土岩类、碎屑岩类少些。在我国范围内，碳酸盐岩的数量颇大，可达沉积岩分布面积的55％。此类岩石除其本身有经济价值外，还跟许多金属、非金属的成矿有关。与水文地质、工程地质的关系也极为密切，即岩溶水文地质与工程地质问题，目前则是环境地质研究的重要课题之一。

　　盐岩：这是纯化学作用的产物，因水体的蒸发而沉淀形成的岩类。主要是由钾、钠、钙、镁的卤化物及硫酸盐矿物组成，矿物种类有100多种。卤化物有食盐、钾盐；硫酸盐有芒硝、石膏等，均具有重要的经济价值。

　　可燃性有机岩：主要由含碳、氢、氧、氮的有机化合物组成，如煤、油页岩、沥青质岩类等，具有很重要的经济价值。

　　沉积岩的命名除所含的基本矿物外，还可考虑某种有显著含量的次要矿物附加到名称中去，如长石砂岩、海绿石砂岩、白云质灰岩、铁质铝土岩等等。因此，在观察各种岩石成分时，必须注意其主要成分和次要成分。

　　观察碎屑岩类的成分时，还应注意其胶结物的成分，如硅质、泥质、钙质等。

　　③构造：沉积岩的构造，主要是指沉积岩形态特征，其中最基本的便是层理，这是由于沉积岩的成分、颜色和结构的差异而形成的一种层状构造。通过层理特征的研究，不仅可以了解沉积介质的性质和能量的状况，而且还可以判断沉积环境，有些层理还可以确定当时的水流方向。

　　层理的基本形态，常见者有三种：水平层理、波状层理和斜交层理。

　　水平层理是沉积物质在缓慢运动的水中，以悬浮状态沉积而成的。由许多直线状彼此平行（平行于层面）的细层所组成。这类层理多见于河漫滩、牛轭湖、湖泊、深水海湾、潟湖、沼泽等地形成的岩石中。如果在泥岩中的水平层理，仅以颜色的深浅不同而表现出层纹现象，则此层理的成因是由于季节性气候的差异所致。如：夏季时沉积物中的有机质含量丰富，形成深色；冬季时沉积物中的有机质含量较少，于是形成浅色。

　　波状层理是由于水波浪的振荡运动而造成的。往往见于浅水的湖泊、海湾中形成的岩层，也可于河漫滩上因微弱的单向水流运动而造成，不过此种波状层理多为不对称的。

　　斜交层理，是在水体流动中沉积而成的。多见于砂岩类岩层中，主要形成于河流环境，湖滨、海滨及三角洲沉积物中也有所见，不过，后两者常表现为楔形交错层。

　　此外，尚有形成于潮汐带的层理，如透镜状层理，以砂质的、具交错层理的不连续透镜体夹于泥质沉积物中。脉状层理以砂质交错层系为主，夹在深色泥质的细薄层中。

　　碳酸盐类岩层的构造，除与上述有共同者外，尚有生物成因的构造，如生物礁构造、虫迹构造、虫孔构造、藻类生长的层状构造（叠层石）等。还有化学成因的构造，如缝合线、结核构造等。

　　④结构：岩石的结构，一般是指组成岩石的碎屑颗粒大小、形态及其外表特征。颗粒大小称为粒度，粒度是以颗粒的直径来度量。粒度与沉积岩命名的关系十分密切，例如碎屑岩类中，假如颗粒的直径有半数是1毫米以上的，称为砾，属于粗碎屑岩类；半数以上的颗粒直径为1～0.1毫米的称为砂，属于砂质岩类；如主要是由0.1～0.01毫米的颗粒组成的，称为粉砂，属粉砂岩类；50％以上（按重量计算）属于0.01毫米以下的颗粒组成的岩石，称为泥，属于黏土岩类。

　　如果某种质点（颗粒）不达50％时，则应分其主次，命名时以其次要的成分形容其主要成分，如砂质页岩，表示此类岩石的主要成分是黏土，次要成分是砂；其余如粉砂质泥岩、泥质砂岩……可类推。

　　碳酸盐类似乎见不到颗粒，若仔细观察，仍能见到颗粒结构，分为5种类型：

　　①内碎屑结构，物质沉积后呈弱固结时，被浪涛、岸流、潮汐冲击破碎而再沉积的碎屑。

　　②生物碎屑结构，由生物的硬体破碎而成。

　　③鲕粒结构，以矿物小颗粒为核心包裹凝结而成，如鲕状灰岩。

　　④球粒结构，又称团粒结构，呈卵圆形，大小约在0.03～0.2毫米之间，系由微细的骨屑、藻类、泥晶碳酸盐矿物发生凝聚作用而成。

　　⑤团块结构，即不规则的复合团块，外形多变，常由藻类粘结而成。

　　在研究碎屑岩类的结构时，还应注意其圆度，即指碎屑颗粒的棱和角被磨蚀圆化的程度，一般分为4级；

　　①棱角状。颗粒具有尖锐的棱角，原始形态尚未改变，表示颗粒未经搬运。

　　②次棱角状。颗粒的棱角稍有磨蚀，尖角不很突出，表示颗粒已经短距离的搬运，受到一定的磨蚀。

　　③次圆形。棱角有显著磨损，已看不出原始的形态，表示颗粒已经较长时间和较长距离的搬运。

　　④圆形。棱角全部消失，颗粒滚圆，表示经过相当长的距离和相当长时间的搬运。

　　除考虑圆度外，还要注意球度，即颗粒接近球体的程度。当三轴相等长时，表示球度最高。球度不同于圆度，比如柱状体和片状体，棱角消失，圆度可称良好，但球度不佳；另外如球形晶体，尚带棱角，圆度不佳，而球度却是好的。对同种岩石或矿物而言，球度高者，表示搬运距离长，时间久。

　　结构的最后一项指标是表面特征，包括磨光度和微刻蚀痕两方面。由此可以判断搬运和沉积的介质，如风力搬运者，颗粒表面毛糙；冰川搬运者，颗粒表面有擦痕；浊流搬运者表面有微刻痕。不过，一般的表面特征，肉眼不易察看，将颗粒置于显微镜下才能清晰可见。

　　在研究沉积岩的结构时，还应注意岩石孔隙度，碎屑岩类砂粒之间的孔隙，最高者可达15％～30％，碳酸盐类岩石的孔隙最高者可达5％～15％，后者还应注意后生的溶解作用，能使孔隙度增高。岩石孔隙度的大小，与矿床的成矿关系颇为密切；与石油、天然气、地下水的运移和储存也有重大关系；对水文工程地质的影响也很大。

　　此外，在研究沉积岩时还应注意其成分、颗粒和孔隙大小的关系，一般而言，成分愈纯，分选愈好，颗粒愈多，胶结物愈少者，孔隙度愈低。

　　三、各类沉积岩的研究要点

　　（1）角砾岩：凡棱角和次棱角状的砾石含量大于50％以上的称角砾岩。在野外，必须判别角砾岩的成因类型，也就是属于什么性质的角砾岩。通常有以下几种类型：

　　①沉积角砾岩。计有同生角砾岩（沉积过程中破碎的，如竹叶状灰岩）、礁翼角砾岩（礁体边坡崩坍堆积而成）、冰川角砾岩。

　　②重力角砾岩。由重力作用而形成的，如山崩滑坡角砾岩、岩堆角砾岩、近岸角砾岩。它们均见于地形陡峻的崖坡之下。

　　③断层角砾岩。见于断层的破碎带上，与地层的分布无关。

　　④火山角砾岩。见于火山口附近，是因火山喷发形成的。

　　⑤冲击角砾岩。由于陨石降落，被冲击岩层破碎而成，分布比较局部，有陨击坑及陨石碎块等佐证。

　　⑥溶洞角砾岩。石灰岩或其他易溶岩石，在其洞壁、洞顶发生崩坍而形成的角砾岩，分布局部，常呈窝囊状。

　　⑦成岩后生角砾岩。常见于山麓地带。

　　（2）砾岩：在地层中常见的砾岩有两种，必须分辨清楚。一是底砾岩，位于某个地层组合底部的侵蚀面上，代表长期沉积间断以后，一个新的沉积时期开始的产物，故在不整合面或假整合面上时有所见。

　　在野外如何识别底砾岩？可以根据以下的特点予以判断：①位于侵蚀面上，其砾石成分具有其下伏各岩层所成的砾石。②砾石的成分比较简单，常见的以石英质的砾石最多。③砾石的磨圆度良好，分选也好。④分布的范围不大，但分布的层位相当稳定。⑤同一底砾岩层中的砾石及砂粒，自下而上变细，磨圆度变好。

　　确定底砾岩存在与否的意义十分重要，因为它既是划分地层（系、统、组）界线的标志，又是阐明地壳运动的标志，是恢复古地理面貌、讨论区域地质发展阶段性等问题的重要资料。某些矿产的赋存，诸如金、铀、铜、金刚石、钼等也往往与底砾岩在一起。因此，在地质旅行中重视底砾岩的研究是很自然的。例如本世纪60年代初期，南京大学地质系师生在赣南工作时，发现泥盆纪地层的底砾岩中含有花岗岩砾石，说明在泥盆纪以前，此间就有地壳的剧烈运动并伴有规模较大的岩浆入侵活动，而此间的大片花岗岩长期以来都认为是发生在中生代的，属于"燕山运动"的产物。后来，进一步工作，并将两类花岗岩作化学分析、放射性同位素年龄测定，证明赣南除了燕山期花岗岩以外，还有早古生代晚期的花岗岩，即加里东期的花岗岩。断定当地受"加里东运动"影响十分显著。由于不同时期的花岗岩赋存的矿种与矿床类型也不相同，因此这一发现为后来找矿提供了重要的理论与实践的依据。

　　第二种砾岩是层间砾岩，它的产生大多数是由于沉积过程中局部的环境发生变化，比如水流的冲刷、波浪的冲击、暂时的干涸、岸坡的滑动、地壳的微弱升降等均可导致层间砾岩的形成。

　　在野外，如何认识层间砾岩呢？主要有以下几项标志：①相夹在普通的岩层之间，与侵蚀面、不整合面、假整合面无关。②其砾石的成分与其下最接近的地层岩性相关。③有时层间砾岩层之下有冲刷面。④砾石的磨圆度较差，而且含有石灰岩、黏土岩类等容易溶解或易破碎的岩石所形成的砾石。⑤胶结物、充填物比较复杂。作为最典型的层间砾岩，就是同生砾岩，例如华北地区寒武纪地层中极为常见的竹叶状灰岩。

　　在观察砾岩的岩石性质时，还可以根据砾石的外形和排列情况判断其形成时的环境。例如在河流中形成的砾石的外形对称性较差，其长轴方向与水流的流向垂直，倾斜方向与水流流向相反，倾角较大，可达15°～30°。形成于海滨的砾石，排列的倾斜方向对着海洋，倾角较小，7°～8°，长轴方向与海岸平行。

　　（3）砂岩：凡岩石碎屑中2～0.05毫米粒级的颗粒在50％以上者，叫砂岩。根据颗粒直径还可以进一步分为巨粒砂岩（2～1毫米），粗粒砂岩（1～0.5毫米），中粒砂岩（0.5～0.25毫米），细粒砂岩（0.25～0.1毫米），微粒砂岩（0.1～0.05毫米）。也可将0.25～0.05毫米的统称为细砂岩。

　　砂岩有另一种命名原则，可根据其成分组合关系，基本上分为以下3种：

　　①石英砂岩。90％以上为石英颗粒碎屑，次为少数的长石、岩屑等。如果从化学成分特点看，其中SiO{2}的含量可达95％～99.5％，故石英砂岩可作玻璃原料或耐火原料。石英砂岩的生成环境，一般为地形起伏不大、气候潮湿温和之地，由富含石英的母岩（如花岗岩类）风化以后，不稳定矿物（如容易风化的暗色矿物）消失，留下石英，经较长距离的搬运沉积而成。

　　②长石砂岩。碎屑物中的石英含量少于75％，而长石的含量大于25％，也就是说，长石含量偏高，而且颗粒多具棱角状。它常在气候比较干燥寒冷、地形起伏较大、地壳活动比较活跃的地区出现。母岩经受强烈的风化和侵蚀作用，在短距离的搬运之后而迅速沉积下来，特别在山间或山前坳地内最为常见。

　　③岩屑砂岩。又称硬砂岩、杂砂岩。由于其成分中岩屑的含量较多，占25％以上，它主要分布于强烈隆起的山前凹陷区内。所以，这类岩石可以帮助我们认识当地某个地质时期地壳运动及其地势变化的情况。

　　上述三种不同类型的砂岩，反映出不同的沉积环境，对于恢复当地古地理面貌等，颇为有用，故在野外旅行、穿越剖面时不能疏忽。

　　当然，砂岩的经济意义也不小，除其中优质的可用于耐火材料、建筑材料外，有时本身还含有金、铜、铂、钨、锡等矿砂，至于石油、天然气、地下水的富集和储存，也往往与孔隙较多的砂岩有关。

　　（4）粉砂岩：凡0.05～0.005毫米的碎屑含量达50％以上者，称为粉砂岩，即介于砂岩与泥岩之间，故常混有砂粒或黏土。粉砂岩是经过长距离的搬运，在平静的水域中，缓慢沉积而成。如在河漫滩、三角洲、潟湖、沼泽等环境中颇为常见，故借此可以恢复古沉积环境。

　　与粉砂岩有关的另一种岩石--黄土，是一种半固结的黏土质粉砂岩，风力或水力均可使其沉积，但其形成环境，总是在干燥或半干燥的气候区内。

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只看该作者 17楼发表于: 2008-09-23

特别在我国的北方及西北地区，第四纪地层中的黄土或黄土类岩石分布极其广泛，因此，在那里作地质旅行时，如何进行黄土研究，是很重要的。一般应包括以下几方面内容：

　　①研究黄土的物理性质，判别其成因类型。此处的物理性质包括颜色、颗粒大小、结构、黏结力等方面。比如砂粒或黏土含量较高，黏结力很强，颜色偏红者，则与水成（洪积、冲积等）有关。而颜色浅黄带灰，粉砂含量颇高，以手指研磨，无砂感或黏感，山崖的直立性良好，则可能与风成有关。

　　②尽可能了解黄土地层的地质年代。具体办法是找寻含在该地层中的化石，特别是哺乳动物、双壳类、腹足类化石最为常见，它们经常埋藏在黄土地层夹层的砂砾、泥灰岩层中，那些地层原先多系河流或湖泊环境，生物喜欢聚居。如果能找到若干有代表性的标准化石，便可大致确定出更新世的某个阶段。

　　如我国黄土高原上的黄土地层，可分为三个时期，最早的属早更新世，称为午城黄土，分布比较局部；其次属中更新世的，称离石黄土，分布很广；最新的，属更新世晚期的，称马兰黄土，分布面积尚可，基本上是风成类型的。

　　③初步研究黄土层中的古土壤埋藏情况。据我个人的野外工作体会，黄土层中的古土壤可分为两种类型：一类是地质年代较新的古土壤，见于更新世晚期或全新世的黄土夹层中，颜色灰暗，与现代土壤十分相似，还能看出土壤发育的A、B、C三层以及古树根、草根等。

　　另一类时代较早的古土壤，属更新世早期或中期的，已见不到原来土壤的颜色及其发育的层次构造，而是由深红色与浅红色不同色调相间的条带组成，在不同色调的界面上，常伴生密集成层分布的白色钙质结核。像这种情况，为什么能断定它是古土壤层呢？当土层比较长时期地暴露于地表时，土壤层就开始发育了，黄土层中原先就富含钙质，在雨水的溶淋下，钙质就向下渗透，直到地下水（潜水）面附近，聚集凝结，特别在气候干燥地区，钙质凝块就固结成结核，当地壳发生抬升时，潜水面下降到另一高度处，钙质结核层上升到新的潜水面以上而保存下来。以后，多次的黄土层堆积，多次的土壤层发育，多次的潜水面下降，多次的钙质结核层的形成，也正是节奏性的地壳运动的结果。例如在汾河河谷地区，更新世中期的黄土层中，可见20余层色调深浅相间、伴有钙质结核的古土壤层的遗迹呢！

　　④注意黄土层的冲刷面或沉积间断面，这也是划分黄土地层年代的重要标志之一。在岩性坚硬的沉积岩层中，冲刷面往往以起伏不平的侵蚀面表现出来；沉积间断往往以假整合面或不整合面、或岩性与化石性质的突变表现出来。而在岩性大体一致的黄土层中，不可能以像坚硬岩层那样清楚的界面表现出来，因此，注意冲刷面就显得十分重要了。

　　判断有无冲刷面或沉积间断，可以掌握以下一些特征：a.下伏的水平地层有斜面切削其顶。b.多层的古土壤层被起伏不平的侵蚀面所切割。c.界面上下的岩性有显著变化，尤其在界面上有砂砾夹层出现。d.界面上下土层的色调也明显改变，而且界面不是水平的。e.起伏不平的界面上，或许有古土壤层的残留，此时，可以采取孢粉样品，带回室内分析，作进一步的论证。

　　⑤注意黄土区的地貌特点。除一般黄土区的似喀斯特（似岩溶）地貌现象以外，特别要研究黄土区的阶地特点。结合"地文期"的研究，对黄土地层的地质年代的划分十分重要。例如在汾河地区，河漫滩与一级阶地上的次生（经过搬运以后的再沉积作用）黄土基本上是全新世的；二级阶地，基本上是更新世晚期的；三级阶地，基本上是更新世中期的，在高阶地的底部沉积，有时可见更新世早期的黄土层。

　　（5）泥岩和页岩：均属黏土岩类。泥岩不显层理，呈块状，局部失去可塑性，遇水不立即膨胀。页岩有明显的页状层理，已大部失去可塑性。两者的成分比较复杂，多数黏土矿物已转变为水云母，并常有其他物质混入，因此名称也多，如砂质泥岩，铁质泥岩，碳质泥岩，钙质页岩（碳酸钙含量不到25％时称钙质页岩；超过时，则称泥灰岩；含量更高时，就是石灰岩了），铁质页岩，硅质页岩（如二氧化硅的含量达到85％以上时，则可称硅质岩、燧石层之类，往往是海底火山喷发或生物成因的），黑色页岩（往往含有较多的有机质、分散黄铁矿、菱铁矿，其层理极薄，无化石，形成于潮湿气候条件下的深水湖、淡化潟湖、沼泽中），炭质页岩（含有大量炭化了的有机质，但因其灰分含量高于30％，故不宜作燃料，其风化的露头能污手，形成于湖泊-沼泽中，常为煤系地层的组成部分），油页岩（常呈棕黑色，有油脂光泽，具薄层理，黏结性很强，形成于闭塞海湾和深水湖环境中，含沥青者，则称为沥青质油页岩，经常组成含油或含煤的岩系。油页岩的含油率可达4％～20％，最高者可达30％，可直接提炼石油）。

　　黏土岩类的经济意义很大，野外工作时应予高度重视。以下几种都属于有价值的黏土岩类：

　　高岭石黏土岩，是含A1{2}O{3}很高的黏土岩，矿物成分以高岭石为主，以矿物命名称为高岭土，俗称观音土、五色土。当你用手抚摸时，有很强的滑腻感。具有耐火性和可塑性，故可作为高级耐火材料，也是制作陶瓷器的重要原料，在造纸业、橡胶业、肥皂、化妆品工业等方面也要用到高岭土。特别在我国，利用含A1{2}O{3}。较高的黏土岩制造陶瓷器皿有着悠久的历史，例如江苏宜兴丁蜀镇，素有陶都之称，当地群众早在数百年前就利用那里早石炭世高骊山组的黏土岩作原料，制作出精美的紫砂器皿，名闻遐迩，畅销中外。其他在煤系地层发育的地区，也利用高铝质的黏土岩类（它往往含在煤系中）制作陶瓷器，如唐山、淄博等地也是颇有名气的"瓷都"。

　　蒙脱石黏土岩，即富含蒙脱石的黏土岩，呈灰白、浅黄、淡红等色，极柔软，有很强的吸附性和吸水膨胀性，故大量地用于石油化学工业，其他在油脂、制糖、造酒、造纸、纺织等工业中亦需蒙脱石黏土作净化剂和漂白剂之用。

　　凹凸棒石黏土岩，为漂白土中的上品，被广泛用作精炼石油和塑料、树脂等的脱色剂；也用作味精产品的光亮剂及酿酒工业上的澄清剂。由于它的孔隙度大，放出"沸石水"以后能吸收有机分子，故又用于环境保护工作，具有较强的去污和吸附作用，可作净化水域、吸收放射性废物及有害气体之用。在农药、化肥方面用作稠化剂、加厚剂、乳化稳定剂、黏合剂、填料及玻璃珐琅原料等。还因为它在高温、高盐度水中具有高度的蚀变性和热稳定性，故在深海钻井及地热钻井中被选为优质泥浆原料。

　　凹凸棒石多产于白垩纪及新生代的湖相、海相地层中，特别是第三纪碱性玄武岩层之间尤为常见，如江苏六合、盱眙一带的凹凸棒石黏土即产于此。

　　水云母黏土岩，即一般的黏土，为制作陶器和砖瓦的原料。

　　黑色页岩，近年发现其中含有多种矿产，如铜、铀、钼、钒、镍等。

　　（6）石灰岩类：在野外识别不同的石灰岩，主要是根据其结构特点，有以下几种：

　　①内碎屑灰岩，如竹叶状灰岩、砾屑灰岩。

　　②生物碎屑灰岩，根据所含化石的特点而进行命名，如以贝壳碎屑为主，则名为介屑灰岩；如以虫迹为主，则命名为虫迹灰岩；以蜒类壳体为主，名为蜒灰岩；以藻类为主者，名为藻灰岩，含大量鹦鹉螺化石，称宝塔灰岩（因鹦鹉螺化石纵切面形似宝塔）等。

　　③鲕状灰岩，形成于温暖浅水、搅动不大强烈但具有强烈蒸发的环境中，尤其是在大陆边缘，稳定的海滩地带最易发育鲕状灰岩。

　　④球粒灰岩，常形成于富含有机质的礁后潟湖环境中。

　　⑤团块灰岩，常见于藻类富集的岩层中。

　　有时，为了强调石灰岩类中所含成分的特殊，也可冠以矿物名称：如白云质灰岩、海绿石灰岩、沥青质灰岩（臭灰岩）、泥质灰岩等等。

　　有时，为了强调石灰岩的构造特点，也用构造特点冠其名，如我国南方中奥陶统的龟裂纹（或称马蹄花）灰岩。虽然从命名原则讲，此类命名不大正规，但在野外应用，加深人们的印象是颇有意义的。

　　（7）白云岩：其命名与石灰岩相似，主要是根据其结构特点而定名，在野外常用的名称有下列几种：

　　①泥晶白云岩：由小于0.005毫米的泥晶白云石组成，结构均匀，具显微层理，生物残体很少，有时可见介形类化石，多为原生白云岩。

　　②微-细晶白云岩：晶体大小不一，晶形颇佳，外貌颇似砂糖，野外可用砂糖状白云岩称之，往往由其他类型的白云岩重结晶而成。

　　③藻白云岩：与藻灰岩相似，即由藻类化石组成的白云岩，我国元古代和震旦纪地层中的白云岩大多属于此类，可能是原生白云岩类型。

　　④生物白云岩及生物碎屑白云岩：可见其中的化石残体，多由生物碎屑灰岩经白云岩化交代作用而成。

　　⑤内碎屑白云岩：根据其中的碎属大小又可分为砾屑、砂屑、粉屑白云岩。它们常以夹层的形态见于一般白云岩层中。形成于浅海上部或潮间带以上的环境中，其碎屑即由波浪或水流冲击而成。

　　⑥鲕状白云岩：这是一类次生的白云岩，即由鲕粒石灰岩经白云岩化作用而成。由于其孔隙度较大，常为石油或地下水的理想储藏层。

　　上面提到原生白云岩、次生白云岩，是就白云岩的成因而言。从其形成条件而言，可将白云岩分为三类：

　　原生白云岩：原地沉积的白云岩，是在干燥炎热的气候（28℃～35℃）下蒸发作用而成。盐度高，水浅（0～3米深的潮汐带上），PH值高于8.3的咸化潟湖或海湾中形成，也可在陆上咸湖中形成，并常伴生有膏盐层。

　　成岩白云岩：在碳酸钙沉淀过程中，被白云石交代而成，通常分布不连续，在石灰岩层中呈透镜体状或斑块状，有时也成层状分布，延伸一定距离。

　　次生白云岩：或称后生白云岩，分布局限，常见于断裂构造带。

　　因此，判别白云岩的成因类型，主要着重于野外的观察研究。

　　（8）盐岩类：纯化学作用的沉积岩，如石膏、石盐、钾盐、芒硝等。形成于气温高、蒸发量大的环境中，而且随着海水（或咸水）蒸发过程中的逐步浓缩，各类盐岩相继沉淀而出现，例如水分蒸发掉40％以上时，开始出现石膏、硬石膏；当蒸发到90％以上时，沉淀岩盐（食盐）；蒸发到99％时，钾盐出现。

　　所以，凭借盐岩类的存在，可以了解地质时期的某个时候的干旱气候，闭流的内陆盆地、海湾、潟湖等，对恢复古地理环境极为有效。

　　四、注意沉积岩区的构造特点

　　当我们在沉积岩发育地区作地质旅行时，并把地层的层序关系、地层的地质年代、地层的岩石性质及其名称等大体上搞清楚以后，紧接着就应该研究穿越剖面时所遇到的地质构造的特点了。

　　所谓地质构造，实际上就是观察褶皱、节理、断层这三项主要的项目。不言而喻，这些构造现象在层状岩石中是表现得最为清楚的了。

　　（1）褶皱：岩层受力的挤压而发生弯曲的现象称为褶皱，几乎在任何沉积岩区都能见到的一种极普通的构造地质现象，只是其规模大小不同而已--大者长达几十千米，甚至几百千米，小者在标本上就能观察到，甚至在显微镜下可见。不过，在野外视野所及者，几百米、几千米的规模居多。真正特大的褶皱，在距离较短的剖面上是看不出来的，必须通过长距离的剖面穿越，或通过填绘地质图以后才能分析出来，而本书所谈的褶皱，主要是指视野范围之内能观察到的褶皱。

　　研究褶皱的基本要点，不外乎褶皱的形态、产状、类型、形成的方式以及分布的特点。

　　①褶皱的基本形态，只有两种：背斜和向斜。背斜的标志是岩层向上弯曲、核心部位是老岩层，两侧为新岩层。向斜的标志是岩层向下弯曲，核心部位为新地层，两侧翼部为老地层。如果岩层被侵蚀风化，在地表暴露出来（以平面图形式表示的话）时，从中心到两侧，岩层的排列，由老到新，对称出现，是为背斜。相反，从中心向两侧的岩层，自新到老，对称出现，则为向斜。

　　认识背斜和向斜构造以后，就可以按照褶皱要素--核部、翼部、转折端、轴向、倾伏等进行具体的描述了。例如某背斜构造，核部由志留系地层构成，两侧由泥盆系至石炭系地层构成，轴向东北，向西南倾伏。

　　然后，再将观察的褶皱进行分类，最常用的褶皱分类是根据褶皱轴面的产状分为：直立褶皱、歪斜褶皱、倒转褶皱、平卧褶皱、翻卷褶皱。一般说来，这些褶皱的形态都反映了岩层受力程度的不同。或者说，从直立褶皱到翻卷褶皱，受力越来越强，因两侧受力的程度不同，轴面向受力较弱的一侧倾斜。

　　另一种褶皱形态分类，根据岩层弯曲的形态而定，也是野外观察剖面时常用的，有圆弧褶皱、尖棱褶皱、箱状褶皱、扇形褶皱及挠曲。

　　以上所说的褶皱形态，可以说是"小型"的褶皱，即站在褶皱岩层的面前，一眼看去，就清晰能辨。而实际上，还有"大型"的褶皱，在野外地质旅行，穿越长剖面时才能辨认的，它们大多是"非单个"褶皱，而是由一系列褶皱复合组成。通过剖面示意图最能说明此种类型--基本上有两类。

　　一是复背斜和复向斜，也就是在它们的两翼被一系列次一级褶皱所复杂化，或者说，大的褶皱轮廓是背斜，但在翼部尚包含若干小的背斜和向斜。反过来，大的褶皱轮廓是向斜，而在其翼部则尚有次级的背斜和向斜。此类复式的背斜和向斜，常见于"地槽区"，如我国的秦岭、天山、内蒙中部、喜马拉雅山等地均有所见。

　　二是隔挡式褶皱和隔槽式褶皱：一个平行褶皱群内，如果背斜呈紧密褶皱，而向斜呈开阔平缓的褶皱，称为隔挡式褶皱，如四川东部的褶皱群。而隔槽式褶皱，则是一系列相间排列的开阔背斜褶皱被一系列紧密向斜所隔开。

　　在褶皱形态的观察基础上，进一步就是研究形成褶皱的机理，可在地质旅行告一段落以后作详细的解剖--如纵弯褶皱作用、横弯褶皱作用、柔流褶皱作用、压肩作用等，此处不作进一步论述。

　　②怎样研究褶皱？在地质旅行或踏勘剖面时，认识褶皱以后，如何进一步作具体的研究是一项重要的课题，基本上可从以下几方面入手。

　　对褶皱形态的研究：其中包括查明褶皱的位置、产状、规模、形态和分布特点，探讨褶皱形成的方式和形成的时代，了解褶皱与矿产的关系等等。

　　在这里，需要观察的要点有：

　　查明地层的层序并追索标志层。根据地层内所含的化石特征以及岩石性质等标志，确定组成褶皱构造的层序关系。进而查明其层序是正常还是倒转。再观察这些地层的对称排列及其重复关系，确定背斜或向斜的所在位置。在观察地层层序及其排列关系时，必须抓住某个岩性特征显目、厚度不大、展布稳定的岩层作为了解褶皱的标志层。褶皱的产状也可根据标志层予以确定。这些产状，主要是测定褶皱枢纽和轴面的产状，此两者是正确判断褶皱产状和真实形态的前提。

　　其次是观察褶皱出露的形态，也就是从褶皱在地面出露的形态作纵横方面的观察，经过多方分析，恢复其真实面貌。

　　再次，对褶皱内部的小构造研究也应注意。所谓小构造，指小褶皱、小断裂面、线理等等。它们分布于主褶皱的不同部位，各自从一个侧面反映出主褶皱的某些特征，这些内部构造，由于规模较小，易于观察，因此，以小比大，通过对褶皱内部小构造的研究能进一步了解和阐明主褶皱的某些特征。

　　（2）节理：这是很常见的一种构造地质现象，就是我们在岩石露头上所见的裂缝，或称岩石的裂缝。这是由于岩石受力而出现的裂隙，但裂开面的两侧没有发生明显的（眼睛能看清楚的）位移，地质学上将这类裂缝称为节理，只要你一上山，接触石头，到处都能见到节理。

　　节理的名称，根据分类的不同原则而异，通用的名称是以节理与岩层的产状要素的关系而划分为四种：

　　走向节理：节理的走向与岩层的走向一致或大体一致。

　　倾向节理：节理的走向大致与岩层的走向垂直，即与岩层的倾向一致。

　　斜向节理：节理的走向与岩层的走向既非平行，亦非垂直，而是斜交。

　　顺层节理：节理面大致平行于岩层层面。

　　前三种最为常见。

　　其次，节理的分类还可以节理的走向与区域褶皱主要方向、断层的主要走向或其他线形构造的延伸方向等关系而进行，可划分为--

　　纵节理：两者的关系大致平行。

　　横节理：二者大致垂直。

　　斜节理：二者大致斜交。

　　如果褶皱轴延伸稳定，不发生倾伏的话，则走向节理相当于纵节理，倾向节理相当于横节理。

　　在认识节理的形态及其名称以后，也可以适当地作些力学分析研究，如节理与褶皱的关系，节理的形态与受力的关系等。不过，此类问题的深入研讨，已属专题性质，非地质旅行时所要了解的范畴了。

　　一般野外调查应选择节理比较密集（数十条在一起）的地方作为观察点。而对节理的记录要求，大致有下列各项内容：

　　①节理群所在地的地理位置。②节理与褶皱或断层的关系：如在褶皱的轴部、翼部、断层的上盘或下盘等等。③节理所在的岩层时代或层位、岩石的性质、岩层的产状要素。④节理的产状要素。⑤节理面及充填物的特征。⑥节理的力学性质及旋向。⑦节理组、系归属及相互关系。⑧节理密度统计（条／米）。⑨备注。

　　（3）断层：断层与节理同属断裂构造，而断层往往是节理的进一步发育所致。或者说，当节理发生位移，两壁有所错动时，即称为断层。

　　断层是野外常见的一种重要地质现象。

　　地质旅行时遇到断层，应如何研究呢？首先要确定断层的几何要素，其内容包括下列各点：

　　①断层面。所谓断层面，就是两部分岩块沿着滑动方向所产生的破裂面。断层面的空间位置也像地层的层面一样，是由其走向和倾向而确定的。但断层面并非一个平整的面，往往是一个曲面，特别是向地下沿伸的那一部分，产状可以有较大的变化。此外，断层面不是单独存在的，往往是有好几个平行地排列着，构成所谓断层带，又由于断层带上两壁岩层的位移错动，使岩石发生破碎，因此又称为断层破碎带。其宽度达几米、甚至几十米。一般情况下，断层的规模愈大，断层带的宽度也愈大。

　　②断盘。断层面两侧相对移动的岩块称为断盘。由于断层面两壁发生相对移动，所以断盘就有上升盘和下降盘之分。在野外识别时，按其位于断层面之上者称上盘；位于断层面之下者称下盘。当断层面垂直时，就无上盘或下盘之分。

　　③断层线。断层面与地面相交之线，称断层线。

　　④位移。这是断层面两侧岩块相对移动的泛称。在野外观察断层时，位移的方向是必须当场解决的问题之一。特别遇到开矿时，一旦遇到矿脉（或矿层）中断，往往是断层位移所致，需要立即追查。追查的办法是运用两侧岩层的层序关系来判断或抚摸断层面上的擦痕等来确定。

　　在地质旅行时，如何注意断层？怎样研究断层？观察什么内容？此类问题必须熟练掌握，现分述如下：

　　先讨论断层的标志及两盘相对位移问题。

　　①构造（线）不连续。各种地质体，诸如地层、矿层、矿脉、侵入体与围岩的接触界线等都有一定的形状和分布方向。一旦断层发生，它们就会突然中断、错开，即造成构造（线）的不连续现象，这是判断断层现象的直接标志。

　　②地层的重复或缺失。这是很重要的断层证据。虽然褶皱构造也有地层的重复现象，但它是对称性的重复；而断层的地层重复却是单向性的。至于地层的缺失，凡沉积间断或不整合构造也可造成，但这两类地层缺失都是区域性的，而断层造成的地层缺失则是局部性的。关键的问题，旅行者应对区域内的地层系统及其分布情况有一个较为全面的了解（可以在旅行准备时查阅地层表、剖面、地层柱状图之类）。

　　利用地层的重复或缺失不仅是判断断层的重要手段，而且是判断断层两盘相对动向的重要方法，借此还可以确定断层的性质--正断层，还是逆断层？基本上有六种情况。

　　③断层面（带）上的构造特征。这是识别断层的直观证据，即在眼前"方寸"之地内所能见到的若干构造现象，最常见的有以下几种：

　　断层擦痕：就是断层两侧岩块相互滑动和磨擦时留下的痕迹，由一系列彼此平行而且较为均匀的细密线条组成，或为一系列相间排列的擦脊与擦槽构成。在坚脆岩石的断层擦痕的表面，往往平滑明亮，发光如镜。并常覆以炭质、硅质、铁质或碳酸盐质的薄膜。有时，也在断层的擦面上见到不规则的阶梯状断口，其上覆以纤维状的矿物（如方解石之类）晶体。

　　断层擦痕对于决定两盘位移方向颇有用处，如用手抚摸时，感到光滑的方向乃是对盘活动位移的方向。或自粗而细，自深而浅的方向乃示对盘活动位移的方向。或者利用阶梯状断口，阶梯形陡坡之倾向指示对盘相对滑动的动向。

　　构造岩：当断层两壁相对移动之时，岩石发生破碎，在强大的压力下，矿物出现定向排列，并有重结晶作用。也就是说，由于动力作用而发生变质，形成一系列新的岩石，即称为构造岩。

　　构造岩的种类很多，如构造角砾石（角砾形状不规则，大小不一）。碎裂岩（破碎的程度比前者更高，主要是原岩中的矿物颗粒的破碎，常见于逆断层或平移断层的断裂带中）。糜棱岩（破碎极细，用显微镜观察）。更进一步的破碎即片理化岩（具有片状构造的构造岩）。

　　此外，还有牵引构造：是断层带中的一种伴生构造，它是由于断层两壁发生位移时使地层造成弧形的弯曲现象，可以指示断层的位移方向。

　　与断层带有关的，还有一种断层的伴生构造，主要是断层旁侧的节理及拖曳褶皱。这些节理常与断层斜交，其锐角所指的方向指示本盘滑动的动向。

　　其他标志，主要是指地貌或水文上的一些特征，不过，此种地质现象只能说明有断层存在，不易说明其两盘的运动方向，诸如三角面山，河流的突然改向，山脊的突然中断，众多的温泉或泉水的定向分布，小型的火成岩体的入侵及其伴生的变质作用、矿化现象及矿脉的定向分布等等均示断层的存在，特别是从较大的地貌现象所反映的断层特征，有时在航空照片甚至卫星照片上都能看到。

　　认识断层的证据、判断断层的存在以后，就可以进一步将断层进行分类，这也是野外观察断层时必须解决的问题。

　　一般最常用的断层分类法，是根据两盘岩块相对移动的性质而定，分为三种：正断层、逆断层和平移断层。如果断层面的倾角小于30°，则又称为逆掩断层。若规模很大的逆断层（推移数千米以至数十千米者），又称为推覆体。这是"地槽区"常见的一种构造现象，如阿尔卑斯地区是世界上最闻名的推覆体所在地。

　　不过，野外所见到的断层，往往并非单个出现，而是以组合的形态出现居多，比如有下列各类最为普通。

　　①阶梯断层。此类组合由一系列正断层构成，多见于地壳块断运动上升地块的边缘，地貌上的表现，是山脊与山谷的相间排列。

　　②地堑与地垒。两条大致平行的断层，其间有一共同的下降盘，称为地堑；其中如有一共同的上升盘，则为地垒。一般形成地堑与地垒的断层多为正断层，也有逆断层，或为正、逆断层的结合。许多由新生代地层组成的盆地，多被地堑构造所控制，例如我国的汾河、渭河地堑盆地。当然，也有视野所能及的小型地堑与地垒构造。后者在地质旅行路线上亦有机会相遇。

　　③叠瓦状构造。由若干条平行排列的逆断层构成，其上盘在剖面上构成一个接一个的叠瓦状（或称覆瓦状）构造，我国四川龙门山地区有此种构造存在。

　　除三者比较常见外，在某些特殊场合还能见到以下几种类型：

　　环型断层及放射状断层，多见于火山活动区的火山锥附近或穹隆构造的周围，也见于侵入体的周围。近年来，不少地质学家认为天体撞击地球以后的陨击坑周围亦有此种断裂构造，有人认为太湖四周也能见到，故太湖也可能属天体撞击形成的。

　　旋扭断层，多见于较大的断裂之旁，是一种规模小的弧形断层，好似主断层派生出来。

　　还有一种在地质旅行时不易见到而在研究板块构造时大范围内认识的转换断层，特别在研究海底地质构造时十分重要，此处不再详述了。

　　关于断层的野外观察，还有一类特大的断层，属于地壳上的深断裂带，也应注意。就目前所知的这些著名的深断裂带，如西太平洋海沟构成的"深断裂带"，北起千岛群岛，向南经日本、琉球、我国的台湾至菲律宾，长达7000千米以上。又如东非大裂谷，南自莫桑比克向北经坦桑尼亚至乌干达以北，长达6000千米。我国东部郯城（山东）至庐江（安徽）的大断裂，呈东北方向延伸，长达2400千米。还有一条，自浙江丽水至广东海丰的大断裂，长度亦可达500千米以上。

　　这样巨大而延伸遥远的深而大的断裂，能否在短距离的地质旅行中也能有所认识呢？可以。

　　因为如此巨大的断裂，并非一时发育起来的，而是经过长时间的发展才形成的。因此，在巨大断裂的两侧的沉积岩层的特征就明显地反映出差异性。它们的沉积建造，几乎从元古代到古生代这样长的地质历程中都不相同，其他如火成岩活动、成矿作用等也都反映出明显的差异性。所以，当我们在地质旅行穿越剖面时，特别要注意在近距离内，有如上述断层的两侧沉积建造等方面的差异性。

　　在地质旅行时，除了认识和判断断层的存在、类型、性质等外，还要进一步查清断层发生（或形成）的时间。其方法是根据地层的年代。总的来说，凡被断层切断的地层，这些断层的发生年代应在被切断的最新地层之后，在未被切割的最老地层之前。例如某断层切穿三叠纪地层，而未断及侏罗纪地层，则此断层形成的时间应在三叠纪末较妥。

　　断层年代的确定，对于研究区域地质发展史、成矿作用的时期等都十分重要。而年代问题的确定，主要是在野外解决。

　　五、怎样在沉积岩区作野外记录和信手剖面

　　每一位对地质发生兴趣者，在地质旅行之时，必须养成随手记录，随手作剖面示意图的习惯。这两件事，也是地质基本功内容，不能忽视。因为这是帮助我们收集地质资料的不可缺少的手段，也是帮助我们记忆的最好方法，作为地质调查报告或学术论文的胚胎，就从这里开始孕育。

　　野外记录内容：除了旅行日期、旅行地点、经过路线等共同项目外，在沉积岩区观察时，主要还是记载所遇到的岩石和构造地质方面的内容，其具体项目，已如上述，此处不再重复。

　　此外，还应注意岩性、构造与地貌的关系，比如当地为何高峰突起，为何万丈深渊，到底受什么岩性影响还是受什么构造控制，都应记录清楚。

　　再如当地岩石的风化、侵蚀、搬运等地质作用和过程，跟水文地质或工程地质的关系也应注意，并作些记录。例如页岩、泥岩发育的地区，若遇地形陡峻，则经常出现滑坡；特别当大雨过后，在松软岩层之下有坚硬岩层作为隔水层，其地层倾斜方向又与地形坡度一致时，极易发生灾害性滑坡。在这些斜坡上，往往可见树干倾斜的小树林，即所谓"醉汉林"景象都值得我们注意记录，是工程地质的"感性材料"。

　　有趣的是，水文地质条件与工程地质要求往往发生矛盾，比如说泉水往往出露于断层带上，而这里正是工程地质所忌讳的。可能造成施工困难，此类地质现象都不能忽视。

　　当然，与矿产有关的岩层，或某些本身就具有重要意义的"经济"岩层，更要作详细记录，将在下面再作叙述。

　　至于信手剖面，应画哪些内容？作画时的步骤如何？大致叙述如下：

　　当你走过一段路程以后，就可以着手作图，首先要根据路程的长短（也就是剖面的长短），大致确定比例尺，再注意剖面上的地形起伏情况，画出尽量接近实际地形的曲线，并用罗盘测出剖面的方向，在图上表示出来。

　　第二步，在上述地形起伏线之下，表示出各地层层位、成套岩系或不同组的地层的分界线，尤其要注意这些界线所在地与地形起伏的关系。

　　第三步，把各组内的岩性符号画出来，此时，要注意地层界线与符号的倾斜角度尽量符合实际情况（即真倾角）。

　　第四步，把岩层内发现的化石所在地也用适当的符号（一种或几种）在示意剖面图上表示出来。如果岩层内有含矿现象、矿化现象、矿层也要着重标明。

　　第五步，当若干剖面连接在一起时，注意构造地质现象，如褶皱的形态，轴面的倾斜及其与地形起伏的关系。又如遇到断层，其具体位置、形态、性质与地形起伏的关系等都要在图上的适当位置上表示出来。与此类似，如有不整合面、假整合面、整合面的所在部位，形态与地形的关系等也都在信手剖面图上表示出来。

　　其他，如泉水出露的位置、滑坡发生的位置等均需标明。

　　一个善于制作或勤于画出信手剖面的地质工作者都十分重视剖面图工作，它不仅减少文字记录，而且可以一目了然旅途上的地质特征。

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只看该作者 18楼发表于: 2008-09-23

沉积岩

绪论
第一节：概念和术语
1, 沉积岩（Sedimentary rock)
沉积岩是三大类岩石（岩浆岩、沉积岩和变质岩）之一，在地球表面出露面积最广（75%）.
沉积岩是在表生条件下，由各种沉积作用形成的沉积物，在逐渐被埋藏过程中又经成岩改造而成的成层岩石。
可从四个层面来理解沉积岩的定义：
1）沉积岩的基本特征（成层性、含化石、具沉积构造）
2）形成在表生条件下；
3）沉积作用形成沉积物：水成、风成、冰成；
4）从沉积物转化为沉积岩需要一个成岩过程.
2, 沉积岩石学 (Sedimentary petrology)是研究沉积岩（包括沉积矿产）的特征、成因、及其在时间和空间上分布规律的一门地质学科，它是“岩石学”的一支独立分科。
3, 沉积学(Sedimentology) 最初是研究沉积物的学一门科。后来扩展为既包含研究现代沉积物，又包含研究沉积岩的特征、成因及相关地质规律的学科。
4, 沉积环境（depositionalenvironment)指沉积物堆积场所的地貌特征与沉积作用的总和。如：河流环境的地貌特征为下切的沟谷（具有一定坡度），沟内有阶地、边滩或心滩，沉积作用为流动的水体（水流）。
又如：湖泊环境的地貌特征为陆地上具一定面积的积水洼地，沉积作用为波浪、沿岸水流及淡水生物活动等。
5, 沉积相（Sedimentary facies）沉积物或沉积岩中的岩石学和生物特征的总和，它是一定沉积环境的沉积响应。
沉积相是有一定空间尺度的地质实体。如：河流相主要为砂砾岩或粉砂岩组成，具交错层理，只能保存植物树干化石。又如：湖泊相常有暗色泥岩或细粉砂岩组成，水平纹理，含植物叶及淡水动物化石。又如：珊瑚礁为水深小于200米浅海相。
第二节：沉积岩石学的研究内容和意义
研究内容
1）沉积岩的形成条件和形成过程。
2）沉积岩特征：宏观的颜色、成份、结构、沉积构造及生物特征；微观的、成份、结构、显微构造特征；地球化学特征。
3）沉积岩成因：沉积体系、沉积环境、沉积盆地分析。
4）沉积岩与成矿和成藏过程的关系。
第一章沉积岩的形成条件和形成过程
第一节：沉积岩的形成条件
沉积岩形成的三个基本条件:
1）．常温和常压，
　沉积岩形成时的温度和压力相对于岩浆岩的形成而言属低温低压或常温常压。
沉积岩在地下沉积过程中，可以承受到较高的温度，但一般不超过150－200℃，否则将逐渐变成变质岩类。一般说来，绝大部分沉积物沉积时的压力为一个大气压，而山区则不到一个大气压，如果以水深每深10米增加一个大气压计算，200米深的浅海底为20个大气压；深10000米海底可到1000个大气压（但都是在低温下）。在地下，一般不超过1500大气压，否则沉积岩也将受到变质。
2）．水和大气的作用，
绝大部分沉积岩都是在水体中沉积的，所以曾有人称之为“水成岩”。今天来看，这个术语不能作为沉积岩的同义语，因为，在于沉积岩沉积过程中，还有由冰川作用形成的“冰碛岩”，以及风（大气流）的作用形成的“风成岩”等。
3）．生物及生物作用的参与。
在沉积岩形成过程中，生物及生物作用的参很常见于主要体现在三个方面：
A）由生物遗体直接堆积成岩石，如生物礁灰岩、岩生屑灰岩和煤等；
B）是通过生物的生命活动制造沉积岩的原始产物（如：粪粒、生物打洞产生的团粒等及生物粘液）；
C）生物活动（细菌）改变沉积和成岩介质的水化学条件。从而促使某些化学物质的沉淀和自生矿物的形成。
第二节：沉积岩的原始物质及来源
沉积岩原始物质是多来源的，主要有４种：
１, 母岩的风化产物（碎屑物质、化学物质和不溶残积物），
母岩: 可以是任何早先形成的岩石 (岩浆岩、变质岩和沉积岩)。
母源区：位于侵蚀基准面之上，被风化和剥蚀并提供沉积物质的地区。又称物源区或剥蚀区。在母岩区，母岩通过物理或化学风化作用进行机械破碎和化学分解、形成各种风化产物。
1)物理风化作用:在表生条件下，由温度的变化、水的作用、冰的作用、风的作用、生物作用以及晶体生长等所产生的母岩的机械破碎。
物理风化的产物：大小不等的碎屑物质，常见有岩石碎块（岩屑）、石英、等及各种重矿物（锆石、磷灰石、金红石、电气石等），它们是母岩的缩影或矿物继承物。
2) 母岩的化学风化作用:
化学风化过程：指在水、氧、二氧化碳、细菌等因素的作用下，母岩所产生的化学分解。例如：长石化学风化至水云母水分子和氢氧根加入，至高岭石钾及其他粒子分离进入真溶液，最后风化为蛋白石和铝土矿可进入胶体溶液。
母岩化学风化作用的产物：
1）真溶液（离子）和胶体溶液（化合物的胶体颗粒）以化学物质（溶解产物）形式，通过水流搬运到沉积区。在沉积和成岩过程中，再通过化学和生物化学作用，形成沉积岩的自生矿物。
2）不溶残余物质，其中以粘土矿物为主，故又称粘土物质。通常以悬浮物的形式搬运到沉积区。
母岩风化提供的原始沉积物质有三种：
a, 碎屑物质（不同成分的砾石、砂粒和粉砂粒）―― 物理风化而形成
b, 化学物质（是产生自生矿物的主要物质来源）―― 化学风化而形成
c, 粘土物质（不溶残积物）―― 化学风化而形成
２, 火山物质，
1), 火山集块和火山角砾（＞２mm），直接降落到沉积盆地或降落后通过短距离的搬运再沉积到沉积盆地中。
2), 细的火山碎屑（<２mm ），火山凝灰物质，包括火山玻屑和晶屑。
3), 火山灰:火山喷发后可能在空中漂浮很远。
３, 有机物质及生物壳体，
中生物所提供的原始物质的数量仅次于母岩风化产物，特别是在碳酸盐岩、硅质岩和可燃有机岩中最为丰富。它包括：
１）生物礁体
２）化石岩（放射虫硅质岩、海面骨针岩、硅藻岩、微生物岩、煤、叠层石等）
３）生物碎屑和生物成因的颗粒.
４, 宇宙物质等
在沉积岩中所占比例虽少，但十分有意义，它是地质时期星际事件的记载，常见有：陨石球粒体、宇宙尘。
第三节：沉积物的搬运和沉积过程
源区产生的原始物质通过水、空气、冰等介质的搬运，可能会有两种结果：
a, 在一定的沉积环境中沉积下来被埋藏的越来越深，最后变为成层的岩石；
b, 在沉积不久后，被更强烈自然营力或由自身的重力作用再搬运到它处沉积下来。
因此，在许多环境中，沉积物的搬运和沉积过程难以截然划分。最典型的实例是河流环境和滨海环境，河流中的水流和海边的破浪与潮汐能量变化万千，沉积物再搬运的过程经常发生。
根据搬运、沉积的介质和动力过程的不同，可分为６种搬运和沉积过程（作用）：
1，牵引流的搬运和沉积过程.
2，重力流的搬运和沉积过程.
3，风的搬运和沉积过程.
4，冰（冰川和浮冰）的搬运和沉积过程.
5，化学搬运和沉积过程.
6，生物沉积过程.
1 ,牵引流的搬运和沉积过程（p165）
牵引流：是指低粘度、低密度的水流，如一般的河流、海洋沿岸流、潮汐流等。其中所含悬浮状固态颗粒不多，因而其物理沉积作用在很大程度上取决于它对底载荷的牵引。
(1)牵引流（Tractive current）搬运:以搬运介质（水和气流）的流动能量驱动沉积物运动的方式，称作牵引流搬运。
牵引流的能量大于沉积物被启动的能量，沉积物被搬运；当能量不能维持沉积物继续运动，则沉积下来。所以在牵引流载体中既有搬运过程又有沉积过程。　　
(2), 牵引流搬运的对象：主要是不同大小的碎屑物质，包括巨砾、砾石、粗中细和极细砂粒、粉砂以及粘土物质。
(3),影响牵引流搬运的因素
1）流体自身的密度、粘度、流速、水深等，其中流体的密度和流速是主导，因为牛顿流体质量（密度）乘以流速的平方决定了流体的动能大小。
2）被搬运颗粒的大小、比重（密度）、形态以及颗粒迎流面与流向的夹角等，颗粒的比重乘体积再乘摩擦系数为静止颗粒被启动所需要的牵引力。
3）流体搬运空间的底床形态和摩擦系数，如：平滑的底床、凹凸不平的底床和松软的底床摩擦系数各不相同。
(4）牵引流的流动方式和佛劳德数公式
a,层流：流线平行、水流平稳的水流称层流。
它的总牵引力主要表现为平行流向的力；由于底部层流受底床摩擦力的影响，流速相对较小，上部层流速度相对较大.
b,紊流：水流湍急、流线紊乱、充满了漩涡的急湍流动的流体，
紊流流体质点的运动轨迹极不规则，其流速大小和流动方向随时间而变化，彼此互相掺混。
(5）牵引流的流态（Flow regime）
牵引流在流动过程的内在能量和流体力学状态可称为流态。
它与牵引流总牵引力（水动力）密切相关。其大小可常用一个状态函数来衡量.
佛罗德数是表示惯性力与重力之间关系的一个数值。

V：为水流流速，　g：为重力加速度 D：为水深。
Fr被称为佛罗德数， Fr愈大，水动力也愈大。
d, 牵引流的流态分类
按Fr的大小可将水流分为三种流动状态：
Fr＜1时，为低流态(缓流)，大致相当于河流下游（水深流缓）的状态；
Fr＞1时, 为高流态(急流)，大致相当于河流上游（水浅流急）的状态；
Fr = 1时，为临界流态。
(5), 牵引流的搬运方式
１）悬浮搬运：较小、较轻或片状颗粒：细碎屑物（粉砂）和粘土物质被启动浮在水中很难下沉的状态称悬浮液，震中搬运方式为悬浮搬运。
如：黄河水悬浮搬运量最大。
２）跳动（跃）搬运: 较大、较重或粒状颗粒：在牵引流底部的碎屑颗粒，时浮时落的运动方式，为跳跃搬运。
３）滚（挪）动搬运: 更大、更重的颗粒：在牵引流流动过程中，底部碎屑颗粒的迎流面承受水流的推动力，当这种推动力大到足以克服有颗粒重量与底摩擦系数决定的摩擦力时，颗粒就会沿底部以滚动或挪动的方式被搬运，通常称为滚动搬运。
（6) , 牵引流的分选作用（p167）
分选性：碎屑颗粒大小均匀程度。
产生分选性的原理：不同的流速的水流搬运不同大小范围的碎屑颗粒，当其流速减小或水深加大到一定程度时，就或有一定大小范围的碎屑颗粒沉积下来，这就是牵引流沉积的分选作用。
在离母岩区不远的山前地带，分选作用最弱，河流下游的分选要强于上游，海湖浅水环境的分选要强于河流，也强于较深水的泻湖，而潮汐海滩的分选几乎总是最强的。
影响碎屑磨圆度和细粒化程度的因素
a, 搬运距离及搬运的强度：搬运距离越长磨损越厉害，但更重要的是水流能量和搬运的强度，如：海滩环境下波浪往返冲洗颗粒被磨损十分厉害，所以海滩砂圆度和分选性最好。搬运方式为滚（挪）动或跳跃搬运，磨蚀相对较强，悬浮搬运模式相对较弱；
b, 颗粒自身形态和物理性质：抗磨强度由高到低的排列顺序大体是石英、电气石、十字石、尖晶石、石榴石、长石、绿帘石、锆石、角闪石、磁铁矿、磷灰石、方解石。
（7）牵引流的沉积构筑方式和加积类型
几乎在任何牵引流为主的沉积环境中，都会产生沉积作用，但在不同水动力环境中沉积物沉积构筑的方式不同，因而产生了不同的沉积构造类型。
a, 高流态：Fr＞1（如河流上游，水浅流急）状态情况下，边界层粒度较粗，大多会沿底面快速滚（挪）动，纹层将呈平行流向的平面状叠置形成平行层理。
b, 低流态：Fr < 1（如河流下游，水深流缓）情况下，沉积底面会逐渐出现不对称的丘垅，其迎水面较缓，背水面较陡。迎水面颗粒被水流搬运到丘顶后会沿背水面滚落而沉积一个纹层。随着时间的推移，丘垅就慢慢向前移动就成了交错层理中的一个层系。
c, 水浅流速很小，沉积底面也是平坦的，纹层也呈平面状叠置，但这时底载荷粒度也相应变得很细，形成水平层理的粉砂岩－粉砂质泥岩。
d, 当环境水体长期安静少动的状态才可能由泥级悬浮载的极缓慢沉降构筑出没有纹层的块状沉积物。
2，重力流的搬运和沉积过程.
(1)重力流定义:又称密度流，是一种沉积物和水混合而形成的高密度、高黏度的、涌浪式流动的非牛顿流体。它与牵引流的区别在于沉积物自生与水混合在一块整体流动，在重力流的搬运和沉积过程中，沉积物运动是主动的；而在牵引流搬运和沉积过程中，沉积物是被动地运动。
重力流与牵引流的区别：
重力流
高密度、高黏度、涌浪式流动的非牛顿流体.
沉积物与水混合在一块整体流动，
在搬运和沉积过程中，沉积物运动是主动的.
牵引流
低粘度、低密度的牛顿流体,
以搬运介质（水和气流）的流动能量驱动沉积物运动.
在搬运和沉积过程中，沉积物运动是被动的.
(2), 重力流分类
重力流可在水上发生，也可进入水底形成水下重力流。Middeleton and Hampoto, 1973) 根据重力流的支撑类型和流动状态将水下重力流分为四种类型：
a, 碎屑流（Debris flow)（泥石流）
b, 颗粒流(Grain flow)
c, 液化流(liquefied flow)
d, 浊流(Turbidity current)
a.泥石流（Debris flow
定义：大小不等的碎屑物与粘土物质和水混合而形成的高黏度、高密度重力流。
支撑机制：流体靠其中的基质支撑，泥石流产生的条件是具备一个大于５度的斜坡。
沉积产物：水上泥石流沉积形成冲积扇的主体沉积物（扇砾岩、砾质泥岩），进入牵湖或浅海形成扇三角洲，在深海大陆斜坡下形成深海扇.
沉积物特点：泥质砾岩、含砾泥岩，分选型，磨圆差、泥、石混杂沉积。
b, 颗粒流
定义：靠自身重力重力沿斜坡运动的流砂。
支撑机制：颗粒之间碰撞产生排斥力，自然界较少见。
沉积产物：块状或递变层理砂岩
c, 液化流(liquefied flow)
定义：富含水的砂质或砂泥质沉积物，在上覆压力或突发外力（地震、海啸等）激发下，内部流体运动产生超空隙压力，导致沉积物液化变成重力流，然后沿斜坡流动形成液化流。
支撑机制：内部水沸腾产生的空隙压力。
沉积产物：形成薄－中层砂岩，具泄水沟造（泥质充填的泄水管和合叠状构造）。
d, 浊流(Turbidity current)
定义：浊流是在水下斜坡上产生的，含大量自悬浮颗粒（泥砂）和水分、以紊乱状态流动的重力流。
支撑机制：流体内部的紊流上举力
沉积产物：形成具鲍马序列的浊积砂岩，夹在深海或深湖泥岩中。鲍马序列反映了由重力流向牵引流转化的过程。
5，化学（真溶液和胶体溶液）的搬运和沉积过程
(1) 胶体溶液的搬运作用
低溶解度的金属氧化物（如：Al2O3,SiO2, Fe2O3, MnO, P2O5)常常以胶体溶液搬运，胶体颗粒介于粘土颗粒与离子之间，靠布朗运动支撑。由于胶体常带电荷，自然界存在的有正胶体和负胶体之分。同一种胶体中，胶体颗粒带相同电荷，相互之间互相排斥，所以难以沉淀。
(2) 胶体沉积过程
正负胶体相遇、介质PH值变化导致胶体质溶液中和，胶体颗粒之间的相互排斥力消失了，则它们就会相互凝聚为大的质点，就会在重力的作用下迅速地下沉，成为胶体沉积物。纯化学沉积硅质岩、铝土岩、锰质岩、铁质岩就是胶体沉积成因的。
(3)真溶液的搬运作用:化学风化产生的K+1, Na+1, Ca+2, Mg+2, Fe+2, Sr+3, Ba+2, Cl-1, CO3-2, SO4-2离子呈真溶液搬运，在陆相江、河、湖泊中，这些离子浓度低，所以通常为淡水，它们不易沉淀，大部分被搬运到海洋之中。
(4)真溶液沉淀作用:真溶液物质被搬运到海洋或湖泊之后，在蒸发量大于淡水补给量的条件下，离子的容积度达到饱和－过饱和状态，开始沉淀形成盐岩沉积，沉淀顺序为：碳酸盐（方解石、菱铁矿、白云石）－硫酸盐（天青石、石膏）－卤化物（钾盐、食盐）。
6 生物沉积过程
由生命活动直接或间接造成的物质的迁移和聚集作用称生物沉积作用。
　　从现在掌握的资料看，至少从太古代中晚期开始生物就已遍布世界各地的海水中，可能不晚于泥盆纪生物已蔓延到了陆地。现在在地下1000米以上的深度也仍然有生命存在。
地球上的任何生物，包括人在内，都是生物沉积作用的主体，但在地质历史中具有重要造岩意义的生物还是植物、无脊椎动物和细菌。无论是时空分布还是在个体数量上其它生物都不能与其相比。
(1)生物造岩作用
生命的实质就是生物能动地利用外部物质和能量在从分子到整个个体的多个层次上进行自我复制。从沉积学角度看，它主要通过三种方式或途径来实现物质的迁移和聚集。
　　u生物化学作用产生生物骨骼、硬壳和有机质
　　v改变环境的物化条件
　　w机械捕集或粘结（详见教科书P185）
(2),生物沉积构筑沉积岩的方式
生物原地生长－造架式构筑（如：生物礁、叠层石、生物丘、原地煤）.
生物遗体被搬运后与其它造岩原始物质混合式构筑.
作为化石原地保存在沉积岩中.
生物作用改造沉积介质条件（催化沉积作用）.
第三节：成岩作用(Diagenesis) p198)
各种沉积作用形成的沉积物，都是松散的，要变成坚硬岩石，就要经过成岩过程。
广义的成岩作用：沉积物从最后沉积下来的那一时刻起一直到变质或风化之前，所发生的一切物理、化学和生物化学作用总称为成岩作用．
狭义的的成岩作用：沉积物从其被埋藏下来到变质或风化之前，所发生的一切物理、化学和生物化学作用作用.
1，成岩作用的类型
沉积物的压实和压溶作用
氧化-还原作用
胶结作用
溶蚀和交代作用
重结晶作用
（1）沉积物的压实和压溶作用
a压实作用：指沉积物沉积后在其上覆盖层的重荷下，或在构造形变应力的作用下，发生水分排出，孔隙度降低，体积缩小的作用并逐渐固结。这种单纯机械压缩－固化作用称为压实作用。
b压溶作用：沉积物随埋藏深度的增加，碎屑颗粒接触点上所承受的来自上覆层的压力或来自构造作用的侧向应力超过正常孔隙流体压力时，颗粒接触处的溶解度增高，将发生晶格变形的溶解作用。
（2）氧化-还原作用：随着成岩过程深入，由氧化型成岩环境转化为还原型成岩环境，低价矿物的阳离子升价，形成新矿物，这种作用为氧化－还原作用，
如：灰绿色泥岩中的氧化亚铁转化为三氧化二铁，形成紫斑。
（3）胶结作用(Cementation)：彼此分立的颗粒被胶结物焊结在一起的作用称为胶结作用，胶结作用是通过粒间水的沉淀、颗粒的溶解再沉淀和粒间作用而实现的。
(4) 溶蚀和交代作用
A 溶蚀(Corrosion ）：沉积物、胶结物或其它矿物在成岩过程中，被水局部溶解称为溶蚀，残留下来的部分就具有溶蚀结构。溶蚀总是从颗粒表面、颗粒、基质内的裂缝等部位开始再逐渐扩展开来。
B交代作用(Replacement): 一种矿物置换另一种矿物的同时还保持原矿物的大小和形态化学过程叫交代．能够显示这种置换关系的结构称为交代结构。
交代结构可分为以下4种类型：
a, 漂浮自形晶结构
b, 交代假像结构
c, 交代残余结构
d, 交代阴影状结构
（5）重结晶作用(Recrystallization)：一般重结晶作用指矿物在不改变基本成分的同时为减小表面能，而自然增大粒度的作用，伴随有体积减小。广义重结晶还包括玻璃质或非晶质向晶质的转化、晶格的调整等，如；火山碎屑中的酸性玻璃转变成隐晶的长英质矿物、蛋白石转变成玉髓或进一步转变成石英，胶磷矿转变成磷灰石等。
2，成岩作用的阶段划分（p196）
早期成岩作用
（1）同生阶段及同生作用：沉积物沉积下来到被埋藏之前为同生阶段，在此阶段所发生的一切物理、化学或生物作用成同生作用。
（2）浅埋成岩作用：指同生作用之后一直到沉积物固结为止为浅埋成岩阶段，发生在此阶段的一切物理、化学和生物作用称成岩作用。伴随上覆沉积物厚度的增大，浅埋成岩作用条件的总体变化趋势是温压升高、层间连通性变差，开放系统变为封闭系统，孔隙水和厌氧细菌的间接生物化学作用增强，Eh值降低。
晚期成岩作用
指沉积物固结之后至变质或风化作用开始的为晚期成岩阶段，在此阶段发生的物理、化学作用称晚期成岩作用。此时，层间封闭系统转化为开放闭系统，外来物质进入，导致已固结沉积岩的成分、结构和构造等的进一步变化。
（3）深埋成岩作用：指已固结的沉积岩在上覆沉积物厚度进一步加大、温压进一步升高直到变质作用之前所经历的所有作用，这时沉积物的埋深相对较大。在深埋成岩作用中，生物作用一般都已停止，沉积物中的孔隙已大大减少，内部的相互连通性也变差，孔隙水大多已成为“囚水”。但是，当较高压力或差异压力条件下剪切作用使固结岩石产生大量裂隙时，会有各种流体顺裂隙通过而导入较多外来物质。岩石的成分和结构等都会顺应物化条件的改变而改变。
（4）表生成岩作用：　指坚固沉积岩因盆地抬升而逐渐上升到潜水面附近时，受渗流和潜流大气降水影响所发生的作用。主要作用有溶蚀作用、氧化作用。作用条件接近地表的常温常压，Eh值较高，盐度很低，pH值则在渗流水中较低（中偏弱酸性），在潜流水中较高（中偏弱碱性）。
　　作用强度取决于岩石成分和孔隙状况，通常碳酸盐矿物要比石英和硅酸盐矿物等对淡水更敏感，同时孔隙愈高，表生成岩作用作用愈强。
第二章沉积岩的特征
第一节沉积岩的物质成分和颜色
1，颜色直接反映沉积岩的物质组成和形成环境，沉积岩的常见颜色为：
不同级别的灰色系列：
灰白（石英砂岩），浅灰色（粘土岩），灰色（灰岩、泥岩），深灰色（生烃泥岩、含炭灰岩），黑灰色（煤、炭质泥岩、黑色页岩、油页岩）；代表不同水深的含有机质的平静环境。
兰绿色系列：
灰绿－绿灰色（含二价铁离子泥岩），碧绿色（硅质岩中的碧玉岩）；代表还原环境。
褐－红色系列：
红色（深海硅质岩）、褐红色（含三价铁离子泥岩，长石砂岩）；代表氧化环境。
褐－黄色系列：
粘土岩、风化的铁质岩，代表风化环境。
2，沉积岩的物质成分
(1) 沉积岩的矿物成分：
硅酸盐类矿物：长石、白云母、海绿石、高岭石、伊利石、蒙脱石、海泡石及某些重矿物等。
氧化物矿物：硅质岩中的蛋白石、玉髓、自生石英、碎屑石英、铝土矿、赤铁矿等。
盐类矿物：方解石、白云石、菱镁矿、菱铁矿、石膏、天青石、重晶石、食盐、芒硝、钾盐。
(2) 沉积岩中的矿物类型
从矿物的“生成”的一角度出发，沉积岩中的矿物可归纳为两大成因类型。
它生矿物（Allogenic minerals）：沉积岩所含的矿物是从母岩继承来的，即在形成作用开始之前就已经生成或已经存在的矿物。其继承来源为：陆源碎屑矿物、火山碎屑矿物和宇宙物质。
自生矿物(Authigenic minerals)：是在沉积岩的沉积和成岩过程中以化学或生物化学方式新生成的矿物。来源和成因：真溶液、胶体溶液化学沉淀，生物化学作用、成岩胶结作用、溶蚀－交代作用和有机质降解作用等.
第二节沉积构造及成因
沉积构造(Sedimentary structure)：沉积作用(主要）或成岩作用（次要）在岩层内部或表面形成的一种形迹特征，这种形迹表现了沉积岩组分的分布、排列方式和方向。
1，研究意义
沉积构造是划分沉积相、指示沉积作用类型、强度等的重要标志，如：大型交错层理指示低流态牵引流侧向加积过程；青鱼骨刺交错层理指示潮汐潮道牵引流加积过程；水平文理指示静态悬浮物垂向加积。
2，重要或常见的沉积构造（p148）
3，层面构造：
沉积层表面上的沉积构造，包括波痕、各种底痕和底模、雨痕、冰雹痕。由于他们的成因不同，所以在沉积构造的成因分类表中没有列为同一类，但这些沉积构造都发育在层面上。
（1）波痕（Ripple mark）：指由牵引流的机械作用在沉积物表面上形成的一种规则起伏的底床形态，称为波痕构造。　它广泛出现在砂、粉砂、泥质岩的表面。
描述波痕形态常使用4个定量要素：波长、波高、波痕指数（RI）、对称指数（SI）
按波痕要素分类:
根据波高大小分两类：（反映水流能量大小），小波痕　(H<5 cm) ，大波痕　(H<5 cm)
根据不对称指数分（反映水流形式），对称波痕（ SI=1) ，不对称波痕　（ SI>1)
不对称波痕：在单向水（风）流的作用下形成的。迎流坡较缓，背流坡较陡的波痕。可用于指示沉积物形成时水（风）流的方向。
对称波痕：在来回运动的水（风）流的作用下形成两坡坡角相等的波痕，为对称波痕。
在三度空间内，波峰的连线为波脊，按波脊的弯曲程度和形态分类:
　a, 直脊波痕，b, 波曲脊波痕，c, 舌形脊波痕，d, 菱形脊波痕，e, 新月脊波痕
4, 层理构造（Bedding）
层理是有沉积物以不同方式加积，而在岩层内部形成的纹层状或均一状形迹，它由沉积组分的颜色、成分、力度显示的岩层内部构造。绝大多数层理都是在沉积过程中形成的，主要与流体的机械作用有关，部分还与化学或生物作用有联系。
层理的构成要素
纹层: 又称细层（Lamina），是层理中可以划分出来的最小层状单位。
层系（Set）：可以由一组相同或相似的纹层叠置而成，也可以不含纹层只显示粒度的渐变特征。
层系界面：指两个层系之间的界面。
层系组（Coset）由两个或两个以上相同或有成因联系的层系叠置而成。
层理的主要类型
a, 水平纹理(层理)（ Horizontal lamination）由与层面平行的、平面状的细纹层叠置而成的层内构造。
水平纹理的特点：
细纹层呈平面状，相互平行叠置，与层面平行；
纹层厚度多在1mm以下，少数可达1-2mm；
常产在粉砂岩、泥质岩或粒度相当的其它岩层内，由颜色或粒度显示。
成因：静水或低流态下部平床垂向加积而形成，或季节变化产生的纹理.
b, 平行层理
平行层理的特点：
多个呈平面状的较厚纹层平行于层面叠置，构成平行层理。
纹层厚度多在２mm以上，常见为10-20 mm；
产在中－粗砂岩、含砾砂岩或粒度相当的其它岩层（亮晶颗粒灰岩）内;
层面上常叠加剥离流线.
成因：牵引流的高流态上部平床垂向加积.
C. 交错层理（Cross bedding)
特征：
纹层与层系面呈斜交关系，平行或向下收敛式叠置构成交错层理的单个层系。纹层和层系界面可以是平面状，也可以是曲面状;
单个纹层的厚度随纹层构成粒度的增大而变厚，从小于1毫米到数厘米不等;
层系顶界面时常被切割; 在粉砂岩、砂岩、砾岩或粒度相当的其它岩石内都有广泛分布。
成因：牵引流低流态大型或小型波痕侧向迁移－侧向加积而形成。
按交错层理的形态分类 (p149)
根据层系面的形态、上下层系面之间的关系等，交错层理分为四种基本类型：
 板状交错层理
特征：上下层系界面平面状，彼此平行，纹层较规则叠置。出现在细－中粗砂岩中。
成因：低流态牵引流成因的直脊波纹侧向迁移。
 楔状交错层理
特征：层系面平面状，彼此不平行，延续一定距离可以相交，纹层较规则叠置；出现在细－中粗砂岩中。
成因：低流态牵引流成因的波曲脊波纹侧向迁移。
 槽状交错层理
特征：层系界面为下凹的勺形曲面，在岩层不同方位的断面上，曲面下凹的程度不同，一般在垂直流向的断面上比在平行流向的断面上下凹更强。层系内的纹层多呈下凹的曲面；出现在细－中粗砂岩中。
成因：低流态牵引流成因的舌形－新月形波纹侧向迁移。
 波状交错层理
特征：浪成波状层系彼此切割，形成波状交错层理。层析界面波浪状，纹层与底层系界面平行，但被上层系界面切割。
成因：浪成波纹垂向加积，或垂向－侧向复合加积，通常叠加切割－侵蚀过程.
另外，还有几种特殊成因的交错层理：（p150）
羽状交错层理
冲洗交错层理　
浪成交错层理
丘状层理
风成交错层理
d. 块状和均匀构造
块状层理：在粗碎屑岩中，成分、结构或颜色的分布杂乱无章，不显示文理，称块状层理（Massive bedding)。只是快速堆积或重力流沉积过程。有些本来具层理构造的粗粒沉积物，在同生过程中被生物扰动或成岩胶结作用破坏掉，现在也呈块状构造。
　均一状层理：在细粒沉积岩中，成分、结构或颜色的分布均匀，没有纹层或纹理显示，称为均匀层理（Homogeneous bedding），反映了静水沉积物无水平运动的沉积环境。
e. 递变层理(Graded bedding )
递变层理：是一种重要的非纹层状层理，层理中没有任何纹理显示，只有颗粒的粗细在垂向上的逐渐变化。
根据递变趋势，可分为三种递变层理:
正递变层理：自下而上，颗粒由粗到细的递变。
反递变层理：自下而上，由细到粗的递变。
双向递变层理：有最粗的部分向上方向粒下均逐渐变细，称双向递变层理。
f. 波浪－潮汐层理（Wavy-tidal bedding)
脉状层理（Flaser bedding）
特征：脉状层理和透镜状层理这两种层理都是砂、泥互层形成的一种复合层理。泥少砂多（砂包泥）时，泥质呈脉状保存在沙岩之中，为脉状层理层理。
成因：水流的能量周期变化（如潮汐作用）的沉积条件下，涨潮砂质沉积作用为主, 并在沉积物表面形成波痕，平潮时覆盖一层泥。退潮水流冲掉波脊上的泥质，只在波谷部分保留脉状泥质，这样就形成了脉状层理。
透镜状层理：在泥多砂少时（泥包砂），砂只以透镜状或细长条带状夹在泥质沉积物中，砂质透镜体中有时出现交错纹理。
成因：低能沉积为主，周期性出现较高能水流的环境，则形成透镜状层理。
波状层理(wavy bedding):介于脉状与透镜状层理之间的过渡类型就是波状层理。它是在砂和泥的供应、沉积和保存都较为有利 , 强、弱水动力条件交替的情况下形成的。在波状层理中 , 砂层与泥层呈波状连续的交替出现。
4.痕迹化石（Trace fossil)
痕迹化石指一切生物在松软沉积物表面和内部留下的生命体及各种生命活动的痕迹（遗迹），包括生物挖穴、觅食、逃逸等行为所产生的各类痕迹，如：潜穴、足迹、爬迹、觅食迹、逃逸迹等。目前已将不同的痕迹向生物化石一样进行了形态命名，在不同的沉积环境鉴定出了各有特色的痕迹化石带，痕迹化石研究成了沉积学和生物地层学的重要研究方向.
叠层石（Stromatolitic）
由单细胞或简单多细胞藻类（还有细菌）等在固定基底上周期性繁殖形成的一种纹层状构造，其中的纹层称藻纹层，可出现在碳酸盐岩、硅质岩、铁质岩或磷质岩中。
5.冲刷痕（Scour marks）水流在泥质沉积物表面上流动时冲蚀出来的痕迹称为冲刷痕.
槽模(flute cast)：由于水流的回流作用在泥质沉积物表面上形成冲刷凹槽,若这种凹槽被上覆的砂质充填，则在上覆砂质层的底面形成一个铸型--槽模。它是一种很常见的冲刷痕，可准确的判断出水流的方向。
6.暴露构造(exposed uctures )
指已沉积的沉积物表面间歇性地暴露于大气下时所形成的各种沉积构造的总称。这类沉积构造的形成大多与气候和天气变化有密切的关系包括刮风、下雨、降雪或冰雹、结冰、阳光曝晒等。这些作用可以在沉积物表面产生各种特征性的痕迹。

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7.化学成因的沉积构造
化学成因的沉积构造是指沉积时期和沉积期后由结晶、溶解、沉淀等化学作用在沉积面上或沉积物中所形成的沉积构造。
晶痕（Crystal print）和假晶（ pseudocystal）: 在化学沉积作用中结晶出来的矿物晶体被泥级、粉砂级沉积物掩埋后，因沉积物失水收缩可稍稍突出在岩层顶面，突出部分同时也会嵌入到覆盖层的底面，当矿物晶体被选择性溶解后就会在两岩层接触面上留下与晶体大小和形态完全一致的空洞，该空洞就称为晶痕。晶痕被充填或原晶体直接被别的矿物交代就成了假晶。
鸟眼构造（Birdseye structure）
指细粒沉积岩中成群或单个出现的、一般为几毫米大小的鸟眼状孔隙被亮晶方解石或石膏等胶结物充填而形成的一种沉积构造。根据充填鸟眼状孔隙的胶结物大多呈浅色斑点出现在暗色的基底上 , 有人也称之为雪花状构造。鸟眼构造在碳酸盐沉积物中较为常见 , 但在非碳酸盐沉积物中也有产出,多见于潮上带，部分在潮间带。
鸟眼构造的成因: 鸟眼构造中的孔洞大致平行层面伸长暗示在孔洞生成的同时或稍后可能曾在垂向压力下有过一定塑性变形。据此推测，这些孔洞应该形成在沉积物固结之前，但对其具体生成机理却还未取得共识。已有的成因解释包括沉积物干缩、有机质（尤其是藻类）腐烂、胀气和可溶性盐类矿物（如石膏）被选择性溶解或交代等。或许它本来就有多种成因。
第三节沉积岩的结构
沉积岩的结构：指沉积岩组分的大小、形态和构成的均匀程度。
沉积岩的一级结构类型
泥质结构：（泥质岩类）
碎屑结构：（陆源碎屑岩类）
生物结构：生长结构（礁灰岩、叠层石）
　　生物碎屑结构（生物碎屑灰岩）
化学结构（隐晶）：化学沉积岩未重结晶
结晶结构：成岩期重结晶形成的结构
（这是各大类沉积岩的结构，大类中的还有次级结构类型区别次级岩石类型）。
第四节沉积岩的分类
1, Pettijohn（1975）就将沉积岩或沉积物分成两大类（国内外大部分学者采用），分别称为:
外源沉积岩类（ Exogeneti sedimentary rock):是一种主要由沉积盆地之外供给的继承性原始物质形成的沉积岩石.
内源沉积岩类(Endogenetic sedimentary rock) ：在沉积盆地内部，由化学的、生物化学的沉积作用以及成岩作用产生的新生矿物组成的沉积岩石。
2, 本教材根据造岩原始物质的成因和形成时间不同分为大类，即：它生沉积岩类和自生沉积岩两大类，
第三章它生沉积岩中的陆源碎屑岩类
它生沉积岩：指主要由它生矿物构成的沉积岩矿。
它生矿物：沉积岩所含的矿物是从母岩继承来的，即在形成作用开始之前就已经生成或已经存在的矿物。
其继承来源为：陆源碎屑矿物、火山碎屑矿物和宇宙物质。
第一节陆源碎屑岩及主要组分
陆源碎屑岩类：主要由母岩风化的碎屑物质和不容残积物质经搬运、沉积和成岩作用之后形成的沉积岩，其中碎屑颗粒占50%之上，包括：砾岩、砂岩、粉砂岩和泥质岩。
1, 陆源碎屑岩的主要组分
碎屑颗粒：主要为石英、长石、岩屑和重矿物.
孔隙：
基质(杂基)：是碎屑岩中与碎屑颗粒一起沉积下来的细粒填隙组分，粒度一般小于0.03mm，它们是械机沉积产物而不是化学沉淀组分，杂基的含量高低表明沉积环境中水动力条件的强弱。
胶结物：是在颗粒沉积之后的成岩过程中，从粒间水溶液中沉淀出来的化学沉淀物，属自生矿物。
基质(杂基)和胶结物为碎屑颗粒之间的填隙物，可作为填隙物同时存在于同一种碎屑岩中。若某种碎屑岩中的填隙物以胶结物为主，基质含量少，通常代表相对高能的沉积环境; 若填隙物以基质为主，胶结物含量少，通常代表相对低能的沉积环境;
第二节陆源碎屑岩的结构
碎屑岩的结构：指颗粒的大小、形态、在岩石中的分布及其与填隙物质的构成关系，通常分三个部分：
颗粒的结构
胶结物的结构
基质的结构
1，颗粒的结构(p173)
1）粒度：碎屑岩中骨架颗粒的大小称作粒度。
a, 粒度的计量：通常用颗粒的直径来计量，但由于碎屑颗粒的形状多变，所以剂量的方法也各不相同，又分：
薄片粒度：以颗粒切面的长轴直径大小来计量．
筛孔粒度：松散或北破碎的碎屑颗粒过不同孔径的筛子之后，分离出不同粒径的颗粒。
名义粒度：与碎屑颗粒体及相等的球体的直径为名义粒度。
b. 粒度标准
自然粒级标准：以毫米为单位，以十进位的级差划分不同粒度级别。
砾石：> 2.0 mm
粗砂: 2-0.5 mm
中砂: 0.5-0.25 mm
细砂: 0.25-0.10 mm
极细砂: 0.10-0.05 mm
粉砂: 0.05-0.005 mm
Φ值粒级标准：
Φ值: 毫米为计量单位的颗粒直径以２为底的负对数。
Φ＝－log2 d d:颗粒直径（毫米）
2）, 圆度（Roundness）
指碎屑颗粒棱和角被磨平的程度或表面的光滑程度。它是颗粒在沉积作用过程中累积磨蚀强度的衡量指标。肉眼可定性的将圆度划分成棱角状、次角状、次圆状、圆状和极圆状5个级别。
３），分选性（Sorting）：又称分选度，指碎屑颗粒大小均匀程度。它是流体在沉积作用中对粒度累积分异强度的衡量指标。
分选好：一个粒级颗粒达７５％以上；
分选中等：一个粒级颗粒为７５－５０％；
分选差：一个粒级颗粒未超过５０％，多级别颗粒共存。
２，胶结物的结构
1),胶结物(Cement)(p201)
在成岩过程中，从粒间水溶液中沉淀出来、对分离颗粒起焊结作用的化学沉淀物称为胶结物。
胶结物的沉淀空间可以是沉积物中的任何孔隙，但最重要的还是粒间孔隙。实际上，只有沉淀在粒间孔中的胶结物才可将分立颗粒焊结起来。胶结物的沉淀除需要沉淀空间外，还需要有相关离子的补给，这只有通过孔隙水的流动才能实现。例如每单位体积方解石胶结物就至少是5400个单位体积的过饱和孔隙水的沉淀结果。因此，胶结作用主要在早期成岩阶段进行。
陆源碎屑岩中常见的胶结物矿物有：方解石（钙质），菱铁矿，绿泥石，海绿石，蛋白石和玉髓（硅质），自生粘土等。
2), 几种常见的胶结物结构(p203)
非晶质或隐晶质结构：　胶结物为非晶质或隐晶质时，在偏光显微镜下没有光性或隐约显光性，通常是蛋白石、胶磷矿等胶体沉淀.
显晶质结构：胶结物结晶很好，晶体形态清楚，在偏光下光性特征典型。可形成于整个成岩作用阶段。显晶结构进一步还可划分为：
A, 微晶结构：胶结物晶体细小<5μ),
B, 镶嵌粒状结构,
c, 栉壳状结构,
D, 加大边结构,
E, 嵌晶结构,
3, 胶结类型 (p201)：
指胶结物在沉积岩中的分布及其与碎屑颗粒之间的关系。可分为5种胶结类型
1）基底式胶结: 胶结物含量较高，被胶结颗粒彼此基本不接触，漂浮在胶结物背景中。
2）接触式胶结: 胶结物含量比基底式低．颗粒之间点接触、面接触或凹凸接触，胶结物充填在颗粒之间，是最常见的胶结类型。
3）孔隙式胶结: 胶结物含量比基底式低．颗粒之间点接触、面接触或凹凸接触，胶结物充填在颗粒之间，是最常见的胶结类型。
4）悬挂式胶结: 是孔隙式胶结的一种特殊类型，胶结物和它附着的颗粒具有相对一致方位性，它是孔隙水附着在颗粒下方导致胶结物向下生长的结果。
5）镶嵌式胶结: 这种胶结类型只出现在砂级中，颗粒之间因压溶而多呈凸凹接触或缝合线接触。
４，陆源碎屑岩的两个成熟度
（1）.碎屑岩的矿物成分成熟度
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。沉积物中相对稳定的碎屑成分含量愈高，其成分构成愈接近这个终极状态，它的成分成熟度也就愈高。
碎屑颗粒经过长期搬运和高能水流的洗刷作用，通常是稳定矿物颗粒（石英）占绝对优势，最终状态是只有石英颗粒和稳定的重矿物（锆石、金红石）存在，这也是牵引流分选和细粒化的最终产物。
2）.碎屑岩的结构成熟度
主要指砂岩的结构成熟度，其定义是：砂质沉积物在其形成过程中，接近于分选好、磨圆好和和无基质的程度，它反映了碎屑颗粒长期被搬运和被筛选的程度。
结构成熟度是衡量牵引流的磨蚀、细粒化和分选程度的综合指标，也是指示沉积环境的重要标志。如海滩砂岩就具三好特征，即：分选好、磨圆好和胶结好；河流砂岩成熟度中－较差。
3), 衡量结构成熟度的标准：
分选性、磨圆度和杂基含量（p178）
第三节陆源碎屑岩的各类岩石特征
1，砾岩:
由砾石(>2.0 mm)成分大于５０％而组成的的岩石称为砾岩(或角砾岩)。它是沉积岩中最粗的一类岩石，常出现在冲积扇、扇三角州、砾质辫状河、海底扇、冰川沉积和海滩沉积之中。可能成为油气储层。
1), 砾岩的特征
砾岩的颜色: 随砾石和填隙物的成分而变化，常见为浅灰色、灰色、深灰色、褐红色等.
2), 砾岩的成分: 砾岩是陆源碎屑岩最粗的一种岩石类型，必然是由碎屑、基质、胶结物和空隙四种组分构成。
a, 碎屑颗粒（砾石）: 以岩屑为主，单矿物较少, 砾石的成分与沉积环境密切相关，通常根据砾石康风化能力强弱分为：
稳定成分：抗风化能力强，常见为石英岩砾石，脉石英砾石和硅质岩砾石。
不稳定成分：灰岩砾石、白云岩砾石、石英砂岩砾石、岩浆岩砾石、火山岩砾石等。
极不稳定成分：泥质岩砾石、内碎屑砾石凝灰岩砾石等。
砾岩中稳定组分含量越高，成分成熟度越高．
3), 砾岩的结构:
a, 分选性与磨圆度: 不同沉积环境，所形成砾岩的分选性和磨圆度不同，海滩砾岩分选、磨园好；泥石流成因的砾岩分选、磨园极差；河流成因的砾岩分选、磨园好中等。
b, 支撑类型与填隙物成分：砾岩中砾石含量的多少、支撑类型与和隙物成分是区别沉积环境的重要标志。可分为四种类型：
泥质基质支撑：在砾岩中，基质含量高，基质成分主要为泥质；砾石相互不接触，砾石漂浮在泥质基质之中．砾石分选、磨园极差，为结构成熟度最低的砾岩，多为泥石流或冰积砾岩。
砂基支撑：在砾岩中，基质含量高，但基质成分为砂质；砾石相互不接触，漂浮在砂基质之中，分选、磨园较差，为结构成熟度低的砾岩。常为砂石流沉积或洪泛水流沉积。
颗粒支撑砂泥基充填：砾石含量高，砾石之间相互点或面接触，砾石间空隙由同沉积的砂质基质充填；砾石的分选、磨园中等或差，为结构成熟度中等的砾岩。通常为辫状河、辫状三角洲或扇面河道沉积。
颗粒支撑：砾石含量高，砾石之间相互点或面接触，砾石间空隙由胶结物焊结在一起；砾石的分选、磨园好，是结构成熟度最高的砾岩，如：海滩成因的砾岩。
4），砾岩的沉积构造
砾岩中的层理能指示形成条件。如牵引流成因的常见有平行层理，大型交错层理。重力流成因的多为块状层理、递变层理。
5), 砾岩的分类
a, 砾岩的粒度分类
巨砾岩（或角砾岩、混杂岩）：主要砾石粒径>250mm
粗砾岩（或角砾岩、混杂岩）：主要砾石粒径250-50mm
中砾岩（或角砾岩、混杂岩）：主要砾石粒径50-5mm
细砾岩（或角砾岩、混杂岩）：主要砾石粒径5-2mm
b, 砾岩的成分分类
单成分砾岩：主要有一种较稳定的砾石成分组成，砾石成分通常以石英岩、硅质岩、脉石英等为主，中-细砾级，分选、磨圆好，颗粒支撑，胶结好。常见胶结物为石英、方解石、绿泥石、赤铁矿等。为高成分成熟度砾岩.
复成份砾岩：砾石成分复杂，常见岩浆岩、沉积岩和变质岩的砾石混杂，稳定和不稳定砾石比例不定，但不稳定砾石常常较多；砾石圆度中等，分选中等到差。泥基支撑、砂基支撑霍颗粒支撑混合基充填。化学胶结物较少。为近源沉积或泥石流沉积。有些砾岩，以灰岩或白云岩砾石为主，分选、磨圆较好－中等，颗粒支撑，胶结物充填或胶结物与基质混合。
C, 特殊成因的砾岩
底砾岩：位于某个地层组合底部的侵蚀面上，代表长期沉积间断以后，一个新的沉积时期开始的产物，故在不整合面或假整合面上时有所见。
副砾岩：在特殊条件下（如冰积岩），砾石含量仅占20-30%，为了强调粗粒的沉积条件，也称砾岩，有人专门命名为副砾岩.
岩溶角砾岩：碳酸盐岩地层中，古溶洞垮塌形成的角砾岩称岩溶角砾岩。
盐溶角砾岩：白云岩与石膏共生时，在表层成岩条件下石膏被溶蚀掉，白云岩垮塌形成角砾岩称盐溶角砾岩。
２，砂岩
岩石中含0.05-2mm的碎屑颗粒达 50% 以上的陆源碎屑沉积岩称为砂岩. 砂岩在地球表层十分多见，大约占25%。是陆相和滨海沉积体系的格架沉积，砂岩主要沉积在河流、沙漠、湖泊、滨海三角洲、海滩、潮坪环境、深海扇和浊流等环境。砂岩具有重要的经济意义，它是两类最重要的油气储集层之一，也是地下淡水的贮集库，纯净的石英砂或石英砂岩还是玻璃工业原料。
１）砂岩的特征
颜色：以浅灰色、灰色、米黄色为主，有时出现肉红色（长石砂岩）。
结构特征：前边讲的碎屑岩的各种结构特征（包括颗粒结构、胶结物结构、基质结构和成熟度指标等）主要用来描述和鉴别砂岩的。
砂岩的成分：碎屑颗粒，胶结物和基质。
a, 碎屑颗粒
石英碎屑：肉眼颜色为灰白色，油脂光泽，硬度大（=7），砂岩中的石英颗粒大部分被磨蚀，原始晶形被破坏。单偏光镜下，无色透明，无解理，但有时具裂纹。正交镜下，干涉色为一级灰-黄，有时具波状消光，单晶石英颗粒消光一致，多晶石英颗粒不同时消光。
长石碎屑：钾长石肉眼颜色为肉红色,斜长石白色,不具油脂光泽,以前者多见. 单偏光镜下，颗粒表面具因风化而产生的雾状藏面或绢云母化. 正交镜下，干涉色为一级灰，具各类双晶(格子状双晶、聚片状双晶贺卡氏双晶），风化颗粒表常见绢云母化碎片。
岩石碎屑（岩屑）：常出现在中粗粒砂岩中，为碎屑型多矿物集合体，常见的是硅质岩（燧石）岩屑、安山岩岩屑、玄武岩岩屑、细晶岩、流纹岩岩屑，灰岩岩屑、少数为泥质岩岩屑和变质岩岩屑。
重矿物：各类重矿物也常以碎屑形式出现，常见锆石、磷灰石、金红石、电气石、榍石。
b, 胶结物：砂岩中的胶结物主要为：硅质矿物、方解石、赤铁矿、海绿石、石膏等。也可出现菱铁矿、绿泥石、重晶石、沸石等等胶结物。　
基质：主要是同沉积的粘土矿物。
２）砂岩的成分－成因分类
在砂岩的骨架成分中，三种碎屑颗粒的百分比值是砂岩成分成熟的的重要指标；而在填隙物中，基质和胶结物的比值又是砂岩结构成熟的重要指标。所以砂岩的成因分类必须体现这两个指标。由于这两个指标都属于砂岩的物质成分特征，因此砂岩按填隙物成分及颗粒成分进行分类称为成分－成因分类。
a. 成分－成因分类原则：包含两层含意，
第一层含义: 是以基质含量的百分比划分出结构成熟度相对高的净砂岩和成熟度相对低的杂砂岩。
净砂岩: 在砂岩的四种组分中，基质含量<15% 的都称为净砂岩,在填隙物中，胶结物含量较高。这种砂岩的结构成熟相对较高，是低成熟－极成熟的砂岩，是牵引流沉积作用形成的。
杂砂岩：在砂岩的四种组分中，基质含量>15%的都称为杂砂岩,在填隙物中，基质含量较高。这种砂岩的结构成熟相对较低，是极不成熟－不成熟的砂岩，分选、磨圆度差，通常是重力流沉积作用形成的。
第二层含义：是除去填隙物之后，只考虑三种碎屑颗粒之间的百分比，再分别对净砂岩和杂砂岩分类；
以碎屑颗粒成分进一步划分砂岩类型时，通常根据碎屑的化学稳定性分为三个成分端元： Q端元、 R端元、 F端元。
Q端元：石英颗粒端元，是稳定成分或成熟成分的组合.
F端元: 长石＋岩浆岩屑端元，是不稳定组分，长石含量高说明成分成熟度低.
R端元：岩屑端元，是不稳定组分，岩屑含量高说明成分成熟度低；岩屑成分可以是沉积岩岩屑，变质岩岩屑，火山岩岩屑。
A, 净砂岩（杂基<15%）的分类
1.石英砂岩：Q>95%, F+R<5%.
2.长石石英砂岩： Q＝95-75%, F:R>1
3.岩屑石英砂岩: Q＝95-75%, F:R<1
4.长石砂岩: Q<75%, F:R>3
5.岩屑长石砂岩:Q<75%, F:R=3-1
6.长石岩屑砂岩:Q<75%, F:R=1-I/3
7.岩屑砂岩:Q<75%, F:R<1/3
B, 杂砂岩(杂基>15%)的分类
1.石英杂砂岩：>95%, F+R<5%.
2.长石石英杂砂岩： Q＝95-75%, F:R>1
3.岩屑石英杂砂岩: Q＝95-75%, F:R<1
4.长石杂砂岩: Q<75%, F:R>3
5.岩屑长石杂砂岩:Q<75%, F:R=3-1
6.长石岩屑杂砂岩:Q<75%, F:R=1-I/3
7.岩屑杂砂岩:Q<75%, F:R<1
3），三种主要类型砂岩的特征及成因
a, 石英砂岩：狭义的石英砂岩是在碎屑颗粒中，石英端元的含量大于95%，是高成分成熟度砂岩。广义的石英砂岩可包括长石石英砂岩和岩屑石英砂岩。
特征：碎屑颗粒成分单一，颗粒／填隙物比值高，颗粒分选、磨圆度好，颗粒之间至少是点接触，大部分凹凸接触或缝合线接触，胶结物常见为硅质。海绿石，少量为绿泥石。以空隙式和镶嵌式胶结类型为主。硅质胶结物为主时，常见硅质胶结物呈自生加大结构。重矿物以碎屑锆石为主，碎屑磷灰石较少。
古环境意义：双成熟高的石英砂岩通常代表砂粒经过成河流长时间搬运之后，又在滨岸浪的作用下，反复冲洗的结果。
b, 岩屑砂岩: 狭义的岩屑砂岩是在碎屑颗粒中，石英端元的含量小于75%，长石含量／岩屑含量小于1/3，是低成分成熟度砂岩。广义的岩屑砂岩可还包括长石岩屑砂岩。
特征：碎屑颗粒成分复杂，颗粒／填隙物比值变化大，杂基含量和颗粒接触类型多变化，既可能出现空隙式胶结类型，又可能出现杂基支撑类型；颗粒分选、磨圆度差－中等。胶结物常见为钙质、绿泥石等。岩屑多为不稳定的沉积岩（硅质岩、灰岩）和浅变质岩屑。重矿物的碎屑锆石和碎屑磷灰石都较少。
岩屑砂岩的形成条件：需要强烈的物理风化和近源的快速堆积。
c, 长石砂岩: 狭义的长石砂岩是在碎屑颗粒中，石英端元的含量小于75%，长石含量／岩屑含量大于３，是低成分成熟度砂岩。广义的长石砂岩还包括岩屑长石砂岩。
特征：碎屑颗粒成分复杂，但长石和石英为主，颗粒／填隙物比值变化大，杂基含量、颗粒接触类型多变化，常出现含杂基的空隙式胶结类型，有时出现杂基支撑类型；颗粒分选、磨圆度差－中等。胶结物常见为铁质、自生粘土、石膏等。除长石碎屑之外，还有中酸性侵入岩体的砾石级岩屑。重矿物中碎屑锆石和碎屑磷灰石都较多。
长石砂岩的构造环境意义：
　　长石砂岩通常形成于临近强烈隆升型造山带的山前或山间盆地之中，作为源区的强烈隆升型造山带中，酸性和中酸性侵入岩体出露面积广，母岩风化产物中长石含量高。
4），砂岩的粒度分类
粗砂岩：砂岩中，粒度为2-0.5mm的颗粒含量占碎屑颗粒的50%以上，称粗砂岩。
中砂岩：砂岩中，粒度为0.5-o.25mm的颗粒含量占碎屑颗粒的50%以上，称中砂岩。
细砂岩：砂岩中，粒度为0.25-0.125(0.25-0.10)mm的颗粒含量占碎屑颗粒的50%以上。
极细砂岩：砂岩中，粒度为0.125 -0.0625(0.1-0.05 ) mm的颗粒含量占碎屑颗粒的50%以上，称极细砂岩。
3, 粉砂岩
在碎屑岩中，粒度为0.0625-0.0039(0.05-0.005)mm的颗粒含量占碎屑颗粒的50%以上的岩石，称粉砂岩。粉砂岩是一种细的碎屑岩，多为由牵引流的底悬浮物（较粗的悬浮物）在弱水动力条件下沉积的沉积物再经成岩作用改造而形成的。
1）, 特征：
a, 粉砂岩的颜色较深；
b, 受粒度限制，颗粒的粗细差别不大，但在被搬运过程中，互相碰撞的机会少。因此，分选好，磨园差。
c, 粉砂岩同样主要由碎屑颗粒、基质和胶结物组成，其碎屑成分单一，以石英为主。因此粉砂岩都根据填隙物的成分来分类。
d, 粉砂岩中水平纹理发育，保存完好的底栖生物化石和遗迹化石。
2), 粉砂分类
　粉砂岩的碎屑颗粒成分单一，只有根据填隙物成分划分亚类：
a, 泥质粉砂岩：填隙物以粘土杂基为主，为快速沉积的产物。
b, 钙质粉砂岩：粉砂级颗粒主要被钙质胶结。多为河口三角洲前缘、前三角洲或海滩的滨
面沉积。
c, 铁质粉砂岩：粉砂级颗粒主要被菱铁质胶结。多为河口三角洲前缘、前三角洲沉积.
d, 炭质粉砂岩：粉砂级颗粒与有机质和泥质共生，颜色深多为浅湖、湖沼或前三角洲沉积。

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3, 泥质岩
泥级质点（主要指粘土矿物）含量超过50%的沉积岩称泥质岩. 泥质岩与粉砂岩一起（即细碎屑岩）可占整个沉积记录的50%以上，位居第一。细碎屑岩或泥质岩可沉积在各种大陆、海洋和其间的过渡环境中。
泥质岩的研究意义：
泥质岩中的有机质是生烃源岩；也是形成油气圈闭的盖层。粘土矿物含量高的泥质岩石陶瓷工业、耐火工业以及国防工业的源料。泥质岩的封闭性好，在成岩过程中外界的物质交换少。其微量、稀土元素特征最接近原始沉积环境的地球化学条件，它是沉积地球化学研究的主要内容.
1), 泥岩的特征
a, 泥岩颜色与沉积或成岩地球化学环境密切相关，如黑色代表还原环境和有机质含量高，红色代表氧化环境，蓝绿色代表无机还原环境。
b, 组成泥岩的主要矿物为高岭石、埃洛石、伊利石、蒙脱石等粘土矿物。
c, 泥质岩的结构呈泥质结构.
d, 泥质岩的构造特征与压实作用有关。
2), 泥岩的主要粘土矿物
a, 高岭石：
是最常见的粘土矿物.肉眼鉴定为白色-浅灰色,硬度小,指甲刻得动,土状断口。有吸水性，与水变软，有可塑性。颗粒很细，在普通显微镜下，只有微弱光性，低正突起。扫描电镜下可见单个晶体为六边形，集合体呈手风琴状。是硅酸盐矿物在温暖潮湿的弱酸性环境下风化的产物。
b, 蒙脱石：
　　也是常见的粘土矿物，褐灰色－灰白色，土状结构，硬度小。吸水性很好，遇水膨胀厉害。普通显微镜下呈鳞片，低负突起。扫描电镜下，集合体特征为絮状、菜花状和云朵状。是酸性火山岩、火山凝灰岩、火山玻璃在碱性条件下未充分风化的产物，在酸性条件下充分风化可转化为高龄石。
c, 伊利石
　　又称水云母，由于含钾离子高，故颜色为浅灰－浅灰绿色，土状结构，硬度小，吸水性差。普通显微镜下微细小片状，干涉色中等，平行消光。扫描电镜下，单晶呈边界圆滑的片状，集合体成蜂窝状。伊利石也是风化成因的，形成与低温、排水不畅通的碱性条件下。
3), 泥质岩分类
a. 根据泥岩的矿物成分类（以x－衍射定量分析结果对粘土岩分类）
高岭石粘土岩：高岭石含量>50%.
蒙脱石粘土岩：蒙脱石含量>50%.
伊利石粘土岩：伊利石含量>50%.
伊－蒙混生粘土岩：伊利石和蒙脱石含量相近。
b.根据泥质岩中的混入物分类
粉砂质泥岩：泥岩中粘土矿物含量>50%，粉砂质含量为25-50%。
砂质(或砾质）泥岩：泥岩中粘土矿物含量>50%，砂（或砾石）含量低于50%，多位重力流沉积。
钙质泥岩：泥岩中粘土矿物含量>50%，方解石含量为25-50%。
铁质泥岩：泥岩中粘土矿物含量>50%，另铁矿或赤铁矿含量为25-50%。
炭质泥岩：泥岩中粘土矿物含量>50%，腐植有机质含量为低于50%。
黑色泥岩：泥岩中粘土矿物含量>50%，腐泥有机质含量较高。
第四章自生沉积岩中的碳酸盐岩类
从矿物的“生成”的一角度出发，沉积岩中的矿物可归纳为两大成因类型。
它生矿物（Allogenic minerals）：沉积岩所含的矿物是从母岩继承来的，即在形成作用开始之前就已经生成或已经存在的矿物。其继承来源为：陆源碎屑矿物、火山碎屑矿物和宇宙物质。
自生矿物(Authigenic minerals)：是在沉积岩的沉积和成岩过程中以化学或生物化学方式新生成的矿物。来源和成因：真溶液、胶体溶液化学沉淀，生物化学作用、成岩胶结作用、溶蚀－交代作用和有机质降解作用等.
碳酸盐岩类概述p227：
自生碳酸盐矿物(方解石、白云石、菱铁矿）含量超过50%的沉积岩类称碳酸盐岩。常见的碳酸盐岩为灰岩、白和菱铁岩。碳酸盐岩估计只占所有沉积岩的4%左右，但在分布在大陆表层的沉积岩中，它却可占10-35% ，是最重要的一类自生沉积岩。碳酸盐岩的绝大部分都沉积在海洋环境中，少数沉积在湖泊内，都是化学、生物和机械复合沉积作用的产物。
碳酸盐岩既是生烃源岩又是油气储集层，它蕴藏着世界近一半的石油；同时，还是生产石灰、水泥等的主要原料，也可直接用于建筑材料。在化学、钢铁工业中也有广泛用途。
第一节碳酸盐岩的基本特征
矿物成分：古代碳酸盐岩以低镁方解石、白云石和菱铁矿为主，现代碳酸盐沉积物中还有高镁方解石和文石。次要矿物成分有石膏、天青石、重晶石、黄铁矿、海绿石及陆源碎屑矿物。
1，方解石：按化学成分又可分为：
低镁方解石：化学稳定性好，在许多动物（有孔虫、三叶虫等）的原始骨骼中可含，在现代碳酸盐沉积物和古代沉积岩中都常见低镁方解石。
高镁方解石：化学稳定性随PH值的降低而下降，容易向低镁方解石和白云石转化，所以只能存在于现代碳酸盐沉积物中。只能存在于某些动物（海百合茎、红藻）的体内，在现代碳酸盐沉积物和古代沉积岩中都常见低镁方解石。
2，白云石：化学稳定性好，自然界中的灰岩常白云岩化。白云石形成在 Mg :Ca比值高、温度高、盐度高和较高Ph值的蒸发作用强的条件下。晶形好而粗大，菱面体中央有雾心.正交镜下干涉色位高级白。茜素红染色不着色。
第二节碳酸盐岩的结构组分 (p187)
碳酸盐岩的结构组分既有与陆源碎屑岩相似的结构组分（如非生物造架灰岩由骨架颗粒、泥晶、亮晶和空隙四种组分构成），同时还有与碎屑岩不同的生物造架结构。可分为两种：
１），原地生长的造礁生物骨骼组分：珊瑚类、海绵类、藻类和苔藓虫类等造礁生物固结在沉积基地原地生长，形成水下或接近水面的建隆，建隆的格架构件是生物骨骼。
2）颗粒主要有６种类型：
生物碎屑、内碎屑、鲕粒、团粒、核形石、藻屑
a.生物碎屑：生物硬体经波浪、潮汐作用破碎、搬运、磨蚀之后再沉积下来的颗粒状物制称生物碎屑。这种生物碎屑通常不能完整地保留生物化石的形态，但根据其显微结构特征，可以鉴别大的生物门类。常见有如下显微结构类型：p189
b, 内碎屑:
未固结或半固结的碳酸盐沉积物经波浪、潮汐或风暴作用破碎、搬运、磨蚀之后再沉积的碳酸盐颗粒称内碎屑。
内碎屑的特征：内部结构单一，或含生屑及其它碎屑，据一定的磨圆度，共同特点是具有颗粒形态。
c, 鲕粒
具有核心和同心圆包壳的球形颗粒称鲕粒。鲕粒的核心常为内碎屑、生屑或其它碎屑；
真鲕：包壳的厚度大于核心半径，又称厚皮鲕。
薄皮鲕：包壳的厚度小于核心半径。
复鲕：几个鲕粒由被大的包壳包裹。
鲕粒的成因：在动荡条件下形成的，波浪牵引核心颗粒运动，在运动中逐层裹上包壳，使颗粒越来越大，直至大到波浪能量不能驱动它为止。因此，复鲕和厚皮鲕代表高能环境，薄皮鲕代表相对低能条件。
d, 团粒（球粒）：无核心和内部结构的球形颗粒。　
成因：生物粪粒或磨圆的内碎屑。常出现在气候温暖的碳酸盐台地环境，开阔海及陆棚环境少见。
e, 藻屑：藻类生物骨骼破碎形成的碎屑或藻粘液与粘结一起产生的藻凝块。
特征：颗粒表面具粗、细孔或斑状结构。
f, 核形石：围绕砾屑或砂屑由藻粘液粘结作用产生的具包壳的颗粒。通常包壳不对称，包壳形态随核心形状变化的，粒度较大。产生于潮间带潮池环境或泻湖环境。
3), 泥晶：与碳酸盐颗粒同时沉积的、粒径小于0.005 mm的
细粒碳酸盐质点。
4), 亮晶：在同生和成岩阶段由化学沉淀作用形成的、充填在
碳酸盐颗粒之间的方解石称亮晶。
5), 孔隙：
第三节碳酸盐岩的结构类型
礁灰岩的障积结构
叠层石灰岩的粘结结构
礁灰岩的格架结构
泥晶支撑结构
颗粒支撑泥晶充填结构
颗粒支撑亮晶胶结结构
第四节碳酸盐岩的结构－成因分类
a.泥晶灰岩（Mudstone)
基质支撑, 颗粒含量<5%, 几乎全由泥晶方解石构成，仅含零星细小生屑。这类石灰岩中时常发育水平纹理，其层面常发育水平虫迹，层内可见生物扰动构造。纯泥晶石灰岩常具光滑的贝壳状断口。
b,颗粒泥晶灰岩（Wackestone)：基质支撑, 颗粒含量＞5%.
c,泥晶颗粒灰岩（Packstone)：颗粒支撑,泥晶充填.泥晶为主,亮晶较少，颗粒含量>40%.
d, 颗粒灰岩(Grainstone)
颗粒支撑,亮晶充填，颗粒为主,泥晶较少.颗粒含量>60%. 颗粒石灰岩常呈浅灰色至灰色，中厚层至厚层或块状。颗粒可以是生物碎屑、内碎屑、鲕粒、藻粒、球粒（团粒）等其中的一种或几种。冲洗干净、分选好的颗粒石灰岩，通常代表水浅、波浪和流水作用较强烈的环境，其中灰泥被簸选走，颗粒被亮晶方解石胶结，波痕、交错层理及冲刷构造常见。
f,叠层石粘结灰岩（Stromatolitic limestone）: 由单细胞或简单多细胞藻类（还有细菌）等在固定基底上周期性繁殖形成的一种纹层状灰岩.
g,生物骨架灰岩(framestone)
原地生物（如珊瑚）骨骼结构和群体生物生长所组成的骨架。在原地生物松散格架的阻挡和捕获作用下，大量灰泥陷落在生物格架之间可形成障积岩；
h,障积灰岩（Bafflestone)
以海棉及藻类生物骨骼为造架构件。构件之间被含生物碎屑和内碎屑的泥晶或亮晶充填。海绵体颜色深。镜下成平行片状结构，形似树枝状。通常出现在礁核相。
i, 漂砾灰岩(Floatstone)
碳酸盐内碎屑砾或礁块砾漂浮在泥晶之中，泥晶支撑无亮晶。
常出现在礁前滑塌沉积或碳酸盐重力流沉积之中。
j, 砾屑灰岩(Rudstone)
　　碳酸盐内碎屑砾或礁块砾含量高。形成颗粒支撑，泥晶或亮晶充填。
常出现在礁前滑塌沉积、碳酸盐重力流和风暴沉积之中。
第六节白云岩的特征及类型p231
白云石含量大于５０％的碳酸盐岩称白云岩。白云岩是碳酸盐岩中的另一大类岩石，可单独产出，也可与石灰岩或砂岩等共生，或者在石灰岩中以斑块、条带形式存在。白云岩风化面常布满方向杂乱的“刀砍纹”，沉积构造则与石灰岩相仿。
除前寒武纪白云岩可含结构纤细的藻细胞痕迹化石外，寒武纪和以后的白云岩一般没有化石，或者只有化石的假像。较纯的白云岩多呈结晶结构，少数呈鲕粒、内碎屑或藻粘结结构而很像相当的石灰岩，有时则与石灰岩有明显的交代关系，可在石灰岩和白云岩之间构成连续的过渡岩石系列。
第七节白云岩的的成因
目前白云岩的的成因可分为俩种模式：毛细管浓缩模式，混合水模式
1，毛细管浓缩模式：
条件：在高蒸发量的条件下，海水的盐度增高，镁、钙比（Mg/Ca）增高，和高Ph值升高，出现浓缩海水。形成于碳酸盐海岸边缘的蒸发岩相带中。
白云石化过程：在海平面附近的灰质沉积物内存在微孔隙并相互连通构成毛细管，通过毛细管不断吸附海水溶液，并产生蒸发作用。蒸发过程主要失去的是纯水分子，带走的碱金属离子很少，因此毛细管水的盐度和Ph值不断升高。在此条件下，最先达到饱和的是Ca＋２离子，常以硫酸钙（石膏）的形式充填部分孔隙。毛细管水中失去部分Ca＋２离子后， Mg/Ca增高。Mg ＋２离子饱和，然后以碳酸镁（白云石）交代碳酸钙（方解石），从而实现灰质沉积物的白云岩化。由于方解石转化为白云石，体积少有缩小，因此毛细管吸附（泵吸）作用可以不间断地进行。
毛细管浓缩模式的产物及其特征：
同生蒸发岩相白云岩
形成厚层白云岩，分布较稳定（如：华南嘉陵江组白云岩）
白云岩颗粒较小，细－中晶结构，含石膏，灰岩的原生结构时常消失。
常出现在台地边缘及台地内碳酸盐蒸发岩环境之中。
2，混合水（Mixed water）模式：
所形成的白云岩称混合水白云岩（Dorag dolostone）。最早由Badiozamani（1973）在研究美国威斯康星州中奥陶统白云岩时提出。他首先用实验方法证明，含0.5-3.0%左右海水的海淡混合水对白云石极度过饱和而对方解石不饱和，所以，当这种混合水作用于方解石时就会引起白云石化。（图16-5）。
海水和淡水混合作用可产生在多种沉积环境中：
海平面下降期的台缘建隆（滩相、丘相、礁相），形成白云岩化灰岩－残余结构白云岩；
海平面下降期的潮间或潮上带，形成白云岩化灰岩－残余结构白云岩；
淡化（半咸水）泻湖中，海水与大气降水或高水头地下淡水混合，形成结构负残余结构白云岩－纯白云岩
3，白云岩产出的五种形式：
1) 层状纯白云岩：其中白云石含量９５％以上。这种白云岩风化面常见方向杂乱的 “刀砍纹”，风化颜色为米黄色。镜下呈结晶粒状结构、无残余的灰岩结构。对这类白云岩的成因目前争论较大。
2）残余结构（灰质）白云岩：其中白云石含量７５－５０％，另有小于５０％的方解石，具残余的鲕粒、内碎屑、生物碎屑等结构。明显是白云石交代不充分原灰岩中的方解石成因的。
残余结构:灰岩中的方解石被白云石交代的不充分,其原始结构仍能看出.
3）负残余结构（含灰）白云岩：其中白云石含量９５－７５％，另有小于２５％的方解石，具负残余的鲕粒、内碎屑、生物碎屑等结构。明显是白云石交代较充分原灰岩中的方解石成因的。
负残余结构:灰岩中的方解石被白云石交代的很充分,其原始结构仅在单偏光下可看出, 正交镜下无法看出.
4）白云岩化灰岩：其中白云石含量２５－５０％，方解石含量大于５０％，鲕粒、内碎屑、生物碎屑等结构局部被破坏，整体保留完好。
5）条带形式存在夹在灰岩之中，主体为灰岩，与石灰岩有明显的交代关系。
方解石和白云石的区别:
方解石在单偏光镜下无色，正交镜下呈高级白,晶体的自形程度不好;方解石双晶纹平行锐角对角线;茜素红-S染色后呈紫红色;滴5%稀盐酸，灰岩强烈起泡,白云岩“不起泡”
白云石由于有杂质染色,在单偏光镜下呈浑浊的灰色，正交镜下呈高级白。菱面体晶形,晶体的自形程度较方解石好，可见环带构造及雾心;双晶纹平行菱面体钝角对角线;茜素红-S染色不变色;滴5%稀盐酸不起泡或微起泡.
第五章自生沉积岩中的硅质岩类
硅质岩概述p236：
自生硅质矿物(二氧化硅)含量超过50%的沉积岩称硅质岩或硅岩，欧美国家或国际上则多统称为燧石岩（Chert）。其主要矿物成分是自生石英、玉髓和蛋白石。在数量上硅质岩虽然被排在沉积岩中的第四位，但较之砂岩、碳酸盐岩等却要少得多而且分布极不均匀。前寒武纪是硅质岩的产出高峰期。
在北美、欧洲、非洲等地的古老地盾上由燧石和铁质岩共同构成的巨厚燧石铁建造，至今仍大面积地完好保存着。
在我国的华南还保留震旦纪硅质岩系（陡山驼组）。晚古生代我国华南、新疆、内蒙及造山带区都保留一定数量的硅质岩。硅质岩可形成于从大洋中脊-远洋盆地-大陆边缘的各种沉积环，硅藻岩还可产生在湖泊环境中。
硅质岩研究意义：
研究硅质岩系的生物地层及构造环境具有重要的科学意义。因此，国际上硅质岩研究的高潮正在兴起。
硅质岩有多种工业用途。如燧石以其硬度大，可作为研磨原料和硅质耐火材料；碧玉也以坚硬致密和色泽美丽作为细工石料。硅藻土因具有强烈的吸附性在日用化工、制糖业和净水工业等多种部门中都有广泛的用途。
第一节硅质岩的基本特征
1, 颜色:
　不同沉积环境(地球化学环境)形成的硅质岩颜色各不相同,开阔远洋盆地相硅质岩可能为红色、米黄色或灰白色；洋中脊和与海底火山活动相关的硅质岩系可能为灰绿色－碧绿色；裂谷盆地中的硅质岩常为黑色－深灰色－墨绿色。总之，硅质岩的颜色多样且有一定的环境意义。
２, 矿物成分
　　硅质岩中常见的主要矿物成分：蛋白石(非晶质)、玉髓(隐晶结构)和自生石英(结晶结构)。其他混入物含量较多的有：粘土矿物、火山物质和有机质，数量少的碳酸盐矿物，磷酸盐矿物、黄铁矿、菱铁矿、海绿石、锰矿等等。
３, 层型及沉积构造
　　硅质岩大多数成薄－极薄层状（连续稳定的条带状）产出。内部具均一状，水平纹理构造，浊积极等深流硅质岩具递变、交错层理完整的鲍马序列。
４, 硅质岩结构特征：
　硅质岩的成因不同，其结构特征明显不同，u
1）化学结构：表现为显微镜下的隐晶－结晶结构。原始胶体化学沉淀形成非晶质－隐晶结构，成岩期重结晶变为结晶结构。
2）生物结构：浮游生物骨骼原地沉积下来形成相应的生物结构，常见有三种生物结构：
硅藻生物结构
海绵骨针生物结构
放射虫生物结构
　　还可能混有其他生物，如：牙形石、有孔虫及生物碎屑。
3）颗粒结构：在一定的搬运与沉积动力条件（浅水牵引流和深水的重力流、内波浪、内潮汐、等深流）下，也会形成硅质岩的碎屑结构。常见的硅质岩碎屑有：
内碎屑结构
鲕粒结构
团粒结构
生屑结构
4）硅化残余结构（次生硅质岩结构）：
非硅质原岩（凝灰岩、灰岩）在成岩期被硅化形成的硅质岩，时常一定程度的保留原生结构特征，称硅化残余结构。常见有两种类型：残余火山凝灰结构，残余生屑结构
第二节硅质岩的分类
1，按产状划分
层状硅质岩（国内也称燧石岩）：以稳定层状产出。
结核或条带状硅质岩（或燧石结核或燧石条带）：以结核或条带状产出。
2，按主要硅质矿物划分
蛋白石硅质岩（或蛋白岩、蛋白土）：主要由蛋白石构成。
玉髓硅质岩：主要由玉燧构成。
石英硅质岩：主要由自生石英构成。
3，按结构划分
v. 具粘结结构
有藻纹层：叠层石硅质岩（或藻叠层硅质岩）
无藻纹层：藻迹硅质岩
v. 具生物结构
以硅藻为主：硅藻岩（或硅藻土）。
以放射虫为主：放射虫岩。
以海绵骨针为主：海绵岩。
v. 具颗粒结构
颗粒为鲕粒：鲕粒硅质岩。
颗粒为内碎屑：内碎屑硅质岩。
颗粒为团粒：团粒硅质岩。
颗粒为较零星的硅质生物：含硅藻（或放射虫、海绵骨针）硅质岩。