第五节沉积环境的主要判别标志

原生沉积构造：沉积物沉积时、沉积后不久、固结前形成的构造。能反映沉积时的沉积介质类型和能量条件。是判别沉积相（沉积环境）的重要标志。

次生沉积构造：在沉积物压实或成岩过程中生成的沉积构造，它反映成岩环境。

物理成因的沉积构造：在流体流动、重力等物理因素作用下而产生的沉积构造（原生）。

化学成因的沉积构造：由结晶、溶解、沉淀等化学作用形成的沉积构造，其中，大多数是在沉积物压实和成岩过程中生成的, 属于次生沉积构造。 生物成因的沉积构造：生物活动或生长而形成的构造（原生）。

二、物理成因的沉积构造 （一）流动构造 （1）层面构造 1. 波痕 2. 细流痕 3. 剥离线理 4. 冲刷痕 5. 压刻痕 （2）层理构造 1. 层理构造的术语 2. 层理构造的类型 （3）再作用面构造 （二）准同生变形构造 （三）暴露构造 （一）流动构造 是沉积物在搬运和沉积过程中，由于介质的流动而在沉积物表面或内部形成的构造。流动构造是最重要和最常见的沉积构造。 (1)层面构造 在沉积岩的顶面或底面上形成的构造。如：波痕、细流痕、剥离线理、冲刷痕、压刻痕。 1. 波痕 由水流、波浪或风的作用，在沉积物表面形成的波状起伏痕迹。 脊点（C, D）：最高点 谷点(A, B)：最低点 向流面：面向流动方向的缓倾斜面 背流面：背向流动方向的陡倾斜面 波痕形态要素 波长（L）：相邻的两个脊点之间的水平距离 波高（H）：波痕的脊点与谷点之间的垂直距离 波痕指数（RI）：波长与波高之比（L/H） 对称指数（RSI）：向流面水平投影长度与背流面水平投影长度之比（L1/L2） 波痕的内部构造及形成机理及实例

前积纹层形态及其控制因素

随介质能量的减弱和悬浮载荷的增加，前积纹层形态：直线型→切线型→凹型→S型

波痕的类型: 波痕的大小、形态、对称性、介质类型各有不同。按介质类型分为： A.水流波痕; B.波浪波痕; C.干涉波痕和改造波痕; D.弧立波痕; E.风成波痕

A. 水流波痕（由单向水流产生） 按大小，分4类：小型水流波痕、大型水流波痕、巨型水流波痕、逆行砂丘。 按波脊形态，分为5－6类：随水深减小和流速增大，直线形→波曲形→链形→舌形→新月形

→菱形。

看看图片1 水流波痕按大小分为： 大型水流波痕：波长60～30cm,波高为6～1.5m，波痕指数大于15。主要产生于中、粗粒床沙中。 巨型水流波痕：波长大于30m，波高可达数米，波痕指数大于30。波脊以直线形为主，多分布在较深的浅海和大型河流中。 逆行砂丘：浅水急流(Fr>1)，其水面波形与底形波痕一致（属同相波），与一般波痕形成作用相反，背流面一侧侵蚀，向流面一侧进行堆积。所以实际上它是向上游方向移动的，故称为逆行沙丘。它多见于海滩、潮坪、河流环境。

B、波浪波痕 是由波浪作用于床沙表面而产生的波痕，据其对称程度可分为：对称波浪波痕和不对称波浪波痕。

对称波浪波痕：是由水体振荡运动形成、流体质点在表面呈园形轨道，向下变为来回运动，

反复作用结果形成“人”字形内部构造和对称形态。

不对称波浪波痕：是由水体运动时往复速度不同而造成的。在滨岸地区，由于水体运动受海底摩擦作用的影响，波浪向陆的速度大于向海运动的速度，故波痕形成方式和单向水流的波痕相似，内部只有一个方向的前积层。可以按直线形流水波痕的描述方法进行。

不对称浪成波痕和水流波痕的区别： ①浪成波痕的波脊多出现分叉与会合的特点,水流波痕波脊则多中断并被别的脊代替；

②浪成波痕的波长多小于4.5cm, 波痕指数（RI） <15, 而水流波痕的RI>15,浪成波痕的对称指数RSI <3.8, 而水流波痕的RSI >3.8；

③浪成波痕的前积纹层往往表现为成束的分枝状, 并且通过波谷延伸到相邻波痕的翼部上。

C.干涉波痕和改造波痕

干涉波痕：浅水区不同方向的波浪或水流，同时或基本同时地联合作用形成干涉波痕。由于作用强度、方向、先后不同，形成格子状、梯状、网格状状等干涉波痕 。 改造波痕：在水流及浪基面变化的情况下，先生成的波痕受到改造而形成改造波痕，如双脊波痕，削顶波痕。

干涉波痕和改造波痕常出现于前滨或潮间带。

D.孤立波痕：

在泥质物表面上由于沙供应不足而形成的不连续底形，弧立波痕与正常波痕相似，但它们发育不全，波高较低，因此波痕指数较大，构成透镜状层理。

E. 风成波痕：

有直、长而平行的脊，形态不对称。L=2.5－25cm,H=0.5－1cm,RI=10－70。其内部构造和水流波痕相似，但内部构造不清楚（砂为主），粗颗粒分布在波脊。发育于沙漠、海岸、干旱—半干旱气候下的河流等环境。

A-3(waverip,单向水流波痕作用).mov －“见动画”

2. 细流痕

由细小水流的刻蚀作用所形成的表面侵蚀痕迹。当沉积物表面暴露时，水便从沉积物中溢出，形成细水流，侵蚀而形成细流痕。

细流痕具有不同的形状，如树枝状、网状。指示沉积物表面间歇短期暴露。常见于潮间带、海滩、湖滨、泛滥平原。

3. 剥离线理

彼此平行的线状浅沟和低脊或颗粒弱定向排列而成。

与平行层理伴生出现，即分布在平行层理的层面上，是急流环境的良好标志。分布于海滨、湖滨、三角洲平原和浊流沉积中。

4. 冲刷痕

水流在泥质沉积物表面冲蚀出来的痕迹称为冲刷痕，风化露头上，在其上覆砂岩

层的底面以凸起的铸型保留下来。包括槽铸型（槽痕）、纵向脊（沟铸型）。

槽铸型：由舌状突起体组成，突起的上游一端呈浑圆状，突起稍高，向下游端变

宽和变缓。大量发育于浊流环境中，是良好的古流向标志。

纵向脊（沟铸型）: 由一系列平行水流方向的紧密排列的连续低脊。

5. 压刻痕

水流携带的物体在松软的沉积物表面运动时所刻蚀出来的痕迹（工具痕）。可分为：沟痕(铸型)、Ｖ型痕(铸型)、戳痕(铸型)、弹跳痕(铸型)。

最常见的是沟痕，它是物体在沉积物表面连续刻划而形成的沟，在上覆砂岩底面保存铸型。压刻痕主要见于河流环境。

（2）层理构造

层理构造定义：垂直于层面方向，由沉积物的成分、颜色、粒度等显示出来的纹理特征。

1. 层理构造的术语

组成层理构造的单位包括：纹层（细层）、层系（单层）、层系组（层

组）

纹层:最小单元，其上、下被纹层面所限，一个纹层有比较均一的成分和结构，厚度1mm到数毫米,纹层断面有直线形、切线形、凹形、S形，纹层与层面的关系可以是平行的，

也可是斜交的。

层系：基本单元，由形状相似的纹层组合而成。层系内成分和结构也较一致或具粒序。相邻的层系被层理面（或层

面）分开。

层理面代表最小级别的沉积间断面。层理面可以是平行的或倾斜的，层系厚度数毫米到数米，它们是在物理条件大

致不变的情形下形成的。

层系组：由2个或2个以上的层系组成，相邻层组以层系组面（岩层面）为界，代表比层理面间断面时间稍长的间

断面。测量地层产状的面，分层面。

2. 层理的分类

按成分层和结构，分为简单层理和复合层理

简单层理 ：由2个或2个以上成份相似的层系（层理）叠置而成。如交错层理。 复合层理：由2个或2个以上成份不同,但成因上有联系的层系（层理）组成。如脉状、波状、透镜状层理。

按综合因素，分为：

1）交错层理 2）爬升波痕层理 3）递变层理 4）平行层理 5）水平层理 6）均匀层理 7）脉状、波状、透镜状层理 8）砂泥互层水平层理 9）韵律层理

1）层理的分类·交错层理

由一系列与层理面斜交的纹层组成的沉积单元，主要见于碎屑岩和颗粒碳酸盐岩中，是高能的产物。交错层理的分类：

根据交错层理单位大小（即层系厚度）分为： 小型交错层理: 层系厚度小于5cm 大型交错层理: 层系厚度5cm－1m 根据交错层理单位的界面分为：

板状、楔状、槽状、波状交错层理。

板状交错层理：层系间界面呈平面，相互平行,层系内纹层倾向相同，大致反映单向水流，垂直水流方向剖面上，似“水平层理”(粒度、能量 )。（右图a） 楔状交错层理：层系间界面呈平面，但其界面之间互不平行，使层系呈楔形。平行水流方向，纹层与界面

C-1(rswave, 板状交错层理).mov －“见动画” C-2(rdune, 楔状交错层理).mov－“见动画” C-3(rcflow,槽状交错层理).mov－“见动画”

斜交，垂直于水流方向，与界面大致平行或斜交。（右图b） 槽状交错层理：层系界面为曲面，上下界面之间相互平行或斜交，层理本身为一槽状，纹层平行于层系面（弯曲）。平行水流方向，纹层呈较缓弧形，倾向一致，垂直水流方向上纹层呈槽状。（右图c） 波状交错层理：层系界面呈波状，层系内的纹层可与界面相交，

也可与底面大致平行的波状面。属小型交错层理。 确定交错层理的类型，要在三度空间进行观察和描述，因同一类型的交错层理在不同断面上反映的形态是

不同的。（下图）

板状、楔状交错层 2）层理的分类·爬升波痕层理 由向上相互叠覆的波痕组成。 条件是悬浮沉积物丰富，使波痕向前迁移，并向上相互叠覆。 分为：同相位爬升波痕层理和迁移爬升波痕层理。 同相位的爬升层理：纵向上叠置（像叠层石），表明 迁移不明显。 迁移的爬升波痕层理：纵向上斜列（叠瓦状），表明 迁移不明显。

A-3(waverip,单向水流波痕作用).mov －“见动画”

C-4(clmbrip,爬升波痕层理).mov －“见动画”

3）层理的分类·递变层理 1）交错层理 2）爬升波痕层理 也叫粒序层理。以粒度递变为特征。一组递变层的厚度几厘米－几十厘米。可分为正向递变层理和反向递变层理。 正向递变层理：下粗上细，常见于浊流、河流、海滩、三角洲环境。 又细分为两种：粒序递变层理（A）和粗尾递变层理（C）。 3）递变层理 4）平行层理 5）水平层理 6）均匀层理 7）潮汐层理（脉状、波状、透镜状层理） 8）砂泥互层水平层理 9）韵律层理 粒序递变层理（下部不含细粒基质，牵引流成因） 粗尾递变层理，（普遍含细粒基，浊流成因） 浊积岩中递变层理

洪积物（泥石流）中的递变层理(上)和风暴沉积的粒序层理（口袋状构造）（下）

4）层理的分类·平行层理

强水流条件，相互平行的、水平的、由中粗砂、砾石组成的层理。 识别标志：纹层平行、颗粒粗、伴生剥离线理，与大型交错层理共生。

见于河流、海滩、浊流环境。

平行层理实例

1）交错层理

2）爬升波痕层理

3）递变层理

4）平行层理

5）水平层理

6）均匀层理

7）潮汐层理（脉

状层理） 层理

状、波状、透镜

8）砂泥互层水平

9）韵律层理

5）层理的分类·水平层理

细粒沉积物的层理类型，纹层（1－2mm ）彼此平行，呈水平状。 是低能或静水环境的标志之一。

见于湖泊、河滩、潮坪、泻湖、浅海、半深海、浊流等环境。

6）层理的分类·均匀层理

也称块状层理，用“肉眼甚至借助仪器”也辨认不出纹理的沉积物，在砂砾岩和泥质岩中都有分布。不同的成因解释有3种：

①快速堆积无分选的沉积，如由洪水、浊流、液化沉积物流沉积形成； ②安静环境中沉积，如深海泥岩； ③生物扰动，使原始层理被破坏。

7）层理的分类·脉状、波状、透镜状层理

属于复合层理，也成为潮汐层理。

这三种层理常共生在一起, 是在潮汐环境中，泥、砂都有供应。 在湖滨、三角洲前缘、河流等环境中也可见到。

强动能时沉积具有前积纹层的砂层，强动能时沉积了悬浮的泥层。

依据砂、泥层的比例和分布的连续性，分为：脉状层理、波状层理、透镜状层理三种。

脉状层理：水动力强，砂充分，泥少，泥呈脉状分布于砂的波谷中，“砂包泥”。 波状层理：介于脉状与透镜状层理之间的过渡类型，是在泥砂都有供应，是砂层与泥层呈交替的波状连续层。 透镜状层理：与脉状层理相反，水动力较弱，砂不足，泥多，砂质透镜体被包围在泥岩之中，“泥包砂”。 脉状、波状、透镜状层理实例 脉状、波状、透镜状层 8）层理的分类·砂泥互层水平层理

水平的砂质层和泥质层相间出现，单层厚度数毫米至数厘米，可以等厚也可不等厚，形成动力条件比波状层理弱，见于潮汐、三角洲、湖泊等。

9）层理的分类·韵律层理

砂泥互层的水平层理中，单层厚度小于4－5mm时，则为纹层状互层，称为韵律层理。可由潮汐变化，季节性变化或基它原因（气候变化、冰川纹层）等形成。

灰岩与泥灰岩韵律（L-M韵律）

韵律层理实例

最小的旋回：季候纹泥层对，为（美国）康涅狄格州冰期湖泊沉积，每一

层对代表一年，浅色为夏季，深色为冬季

(3)再作用面构造

指交错层理中某些层组内的一个冲蚀成因的倾斜面。在此面的上、下相邻的前积纹层具有相同的倾向。再作用面的倾向与前积纹层相同，但倾角较小，而且一般较平滑。常见于潮汐和河流环境中。

思考：再作用面与层系面的区别？ 再作用面的形成示意图

A-由水位变化造成的再作用面；B-与潮流的时间-速度不对称性有关的再作用面

第一节 沉积构造标志

（二）准同生变形构造

当沉积物还处于塑性状态时，在物理作用影响下发生变

形而形成的构造。引起沉积物发生变形的作用包括: ※差异负载作用 ※超负载作用 ※沉

陷作用 ※滑塌或滑动作用 ※液化作

用 ※拖曳作用

形成的构造如下： 1. 负载构造 2. 球枕状构造 3. 包卷层理 4. 滑塌构造 5. 砂岩岩墙和岩床

6. 碟状构造

1、负载构造（重荷构造）

下层为泥岩，上层为砂岩，在砂层底面上的突起底痕。 是形状不规则，几厘米－几十厘米，突起高度几毫米－

十几厘米（是层面上的“砂”表现）。

与负载构造有关的是火焰状构造，是下层泥呈尖舌状挤

入上覆的砂质层中（是层理面上看到的“泥”表现）。 负载构造是砂层沉积在饱含水的塑性泥层上，在差异负

载作用下形成的，多见于浊流沉积中。

思考：与冲刷痕的槽铸型比较

负载构造（重荷构造）实例

火焰山 假火焰状构造

2. 球枕状构造

3. 包卷层理

又称旋卷层理，指上、下沉积层未变形，而夹在其中的沉积层明显的变形，如盘回褶曲或复杂揉皱。其褶曲形态以“宽向斜，窄背斜”为特征。 与滑塌构造不同的是旋卷纹层的纹层虽然强烈褶皱但仍非常连续，无断层、滑动及角砾化现象，而且仅限于一个层内，不涉及上下层。 其成因主要是由于沉积物的液化作用和液化层的侧向流动的结果。 包卷层理实例

4. 滑塌构造

松散或半固结的沉积物在重力作用下，沿斜坡发生移动，并产生各种变形和破坏作用。 变形不明显时，像包卷层理。滑塌作用较强时，沉积层遭受强烈的揉皱和破碎，形成成

分不同、大小各异的滑塌角砾。

可以只发生在一个十几厘米的一个薄层中，也可发生在一个厚达几十米的一套岩层

中。

分布范围可以是局部的，也可达几公

里。

滑塌构造分布于浊流、潮汐、曲流砂坝

等环境中。

思考 ：滑塌沉积（slump structure）与混杂堆积（melange）的区别？

5、砂岩岩墙和岩床

由于砂的液化作用形成流沙，当流沙贯入裂隙中，可形成岩墙或岩脉（宽1－2cm至几米）如果沿层面贯入，则形成砂岩岩床。

6、碟状构造

砂岩中凹面向上的碟状泥质纹层，是沉积后，固结前，由超孔隙压力所形成的。故也称为泄水构造。

碟状构造实例

（三）暴露构造

天灾——人祸

沉积物表面短期地暴露于地表形成的。包括干裂、雨痕、冰雹痕。

干裂（泥裂）：沉积物暴露于暴晒、干涸、收缩而成。平面上多边形，剖面上“Ｖ”形。

雨痕和冰雹痕：雨滴或冰雹降落在松软的沉积物表面所形成的小冲击坑，坑缘稍高，冰雹痕比与痕大而深，形状更不规则。

干裂（泥裂）

雨痕、冰雹痕

三、化学成因的沉积构造

概念：是沉积时和沉积后，由结晶、溶解、沉淀等化学作用形成的沉积构造。 大多数是在压实和成岩过程中生成的，属于次生沉积构造。 对于解释沉积环境意义不大，但对成岩作用有很大的意义。 常见的有：晶体印痕、假晶、鸟眼构造和帐

篷构造等。

1. 晶体印痕与假晶

石膏、石盐在沉积物表面上结晶生长，后来因溶解而消失，就留下了具有晶体形态，经沉积物充填后，就形成了假

晶）。 常见石盐假晶呈立方体，产于盐湖、内陆盐沼及温暖气候下潮坪等沉积物中。

D-4(NaCl,食盐的结晶).mov－“见动

画”

石盐假晶实例

2. 鸟眼构造

概念：在泥晶、斑晶白云岩或灰岩中，常见有1－3mm大、多平行层理排列、似鸟

眼状、被亮晶方解石或硬石膏充填（或未被充填）的构造。 一般是成群密集出现，故又叫网格状构造或窗格状构造。 又常见于暗灰色泥晶灰岩中，又叫雪花构造。 其成因主要有三种解释：

（1）气泡作用，位于潮间带上部，沉积层中所含空气，以及有机质分解时产生的气体形成。

（2）收缩作用，潮上带沉积物中，因蒸发失水收缩而成的空隙。 （3）藻类腐解作用，潮间带，被埋藏的藻类腐烂后所形成的空洞。

鸟眼构造实例

3. 帐篷构造 是碳酸盐潮坪环境形成的背斜状构造。具有柱状裂隙和干裂状断面。伴生有角砾岩。 见于阿拉伯的萨布哈潮坪环境和澳大利亚的滨岸泻湖潮坪环境。 是变浅和暴露的标志，半固结的碳酸盐岩因暴露、蒸发、干缩，使原始成积层发生弯曲、破裂、向上突起膨胀变形而形成。 帐篷构造实例：（像印弟安人帐篷）外貌（裂隙）

四、生物形成的沉积构造

第一节 沉积构造标志 一、沉积构造的概念及分类 二、物理成因的沉积构造 三、化学成因的沉积构造 四、生物成因的沉积构造

概念：由生物活动或生长在沉积物表面或内部遗留下来的各种痕

迹： 生物遗迹构

造 生物生长构

造

生物扰动构

造 植物根痕迹

构造

1. 生物遗迹构造 生物生活的运动、居住、觅食、摄食等在沉积物表面或内部所遗留的痕迹，又称遗迹化石。包括： 足迹、爬迹、停息迹、潜穴、钻孔等。赛拉赫（Seilacher）和赫克尔（Hekel）等人先后根据不同环境中的遗迹，划分了各种遗迹相（右图5种与环境）。 生物遗迹构造实例 逃逸构造

2. 生物生长构造

生物生长和捕获沉积物所产生。多数与藻类的生长有关，如藻叠层石（藻礁、藻丘、藻席）。藻叠层石是由蓝绿藻粘结细粒沉积物形成的构造。由明（浅色，无机质多）和暗（深色，有机质多）两种纹层组成。按形态分类：球状、半球状，锥状、柱状、波状、

层状，其形态与环境有密切关系（图5－31，32）

按形态分类：球状、半球状，锥状、柱状、波状、层状，其形态与环境有密切关

系。

生物生长构造实例

看看图片1

潮坪碳酸盐岩沉积相序列

P－层纹石；

K－小分叉聚环叠层石； N－半球状叠层石；

J－大型聚环叠层石和分叉聚环叠层石； L1-L2－锥状叠层石； M－柱形石；

F－j－ 鲕粒充填叠层石； G－核型石； Q－特征不显叠层石

3. 生物扰动构造

生物在沉积物表面或内部扰动沉积物的痕迹。强烈时，使原生沉积构造遭到破坏。 所以，生物遗迹也属于生物扰动构造。

斑状构造是指生物活动而使一些颜色、结构或成分与周围沉积物不同的斑块。

生物扰动构造实例

看看图片1

4. 植物根迹

在三角洲平原、冲积平原、沼泽、海滨平原等环境中，植物死后，留在沉积物中的根成为植物根痕迹。可以经碳化或硅化后保存下来，也可能是腐烂分解后的空洞被泥沙充填成为铸型。

沉积构造与沉积体系分析（湖泊三角洲的分流河道与沼泽）实例：鄂尔多斯盆地延长组三

角洲。 第二节 岩石结构和粒度标志 一、岩石结构标志 碎屑岩的结构包括三方面内容，即： 1、碎屑颗粒的特征：粒度、形状及颗粒表面结构。 2、填隙物的特征：包括杂基和胶结物。

3、碎屑颗粒与填隙物之间的关系：即支撑和胶结类型。

1．碎屑颗粒的特征

碎屑颗粒特征包括磨圆度、球度、粒度、分选性以及颗粒的表面结构。 磨圆度：颗粒原始棱角被磨圆的程度。

影响因素：取决于粒度大小、物理性质及磨蚀历史。 在一定距离内：

※较大的颗粒一般较小颗粒圆化得好； ※硬度较小的颗粒比大的颗粒圆化好；

※经长距离（或长时间）搬运的颗粒比短距离（或短时间）搬运的颗粒磨圆度好。 ※另外, 搬运介质和搬运方式对颗粒圆度也有影响,如颗粒在风中搬运要比在水中更容易磨圆，而冰川的搬运则不易发生圆化作用。 球度: 颗粒近于球体的程度。

影响因素：取决于粒度大小、物理性质及磨蚀历史。 ※石英: 无解理，故搬运愈远，球度愈大; ※云母: 虽经远距离搬运，其球度也可能较低。 颗粒表面结构: 是颗粒表面的形态特征。 ※主要包括：颗粒表面磨光程度和刻蚀痕迹。

※作用：揭示侵蚀、搬运、沉积的细节。 ※手段：肉眼、放大镜、显微镜、电子显微镜。

2．填隙物的特征

填隙物（基质，与颗粒相应）包括杂基和胶结物。

杂基：与粗颗粒一起（同时）沉积下来的细粒（小于0.03 mm ），不是沉积之后孔隙水化学沉淀物。 杂基反映：

颗粒的分选性（结构成熟度的标志）； 介质的粘度、密度、水动力； 高能条件：杂基少，纯净砂岩； 低能条件：杂基多，复杂成分砂。

胶结物：与杂基不同，是沉积后，孔隙水化学沉淀物。颗粒是上代产物，胶结物是相当于“自生矿物”或“准同生产物”，所以其是结晶结构。 结构有：非晶质及隐晶质结构、显晶质结构。 作用：反映粒间溶液的成分和成岩期的化学条件。

3．胶结类型和支撑结构

(1) 胶结类型 ① 基底胶结 ② 孔隙胶结 ③ 接触胶结 ④ 镶嵌结构 Which one it belong to?

（2）支撑结构

支撑类型分为：杂基支撑结构和颗粒支撑结构。 杂基（基质）支撑结构：杂基含量高，颗粒漂浮其中。

颗粒支撑结构：颗粒之间有接触（点、线、面、凹凸接触、缝合状接触）。 成因上：反映沉积和成岩中经受压实、压溶等强度，如缝合接触是成岩程度很深的特征。

二、粒度分布特征及其环境意义

粒度分析的意义：

(1)确定介质的类型； (2)判断介质的能量； (3)确定搬运方式； (4)确定沉积方式。

沉积物的颗粒大小称为粒度。粒度特征反映沉积作用的流体力学性质，是判别沉积环境的重要标志。

粒度分析主要研究沉积物的结构特征(粒度大小和粒级分布)。

碎屑物质埋藏后除部分石英有生加大或溶解外，一般颗粒变化不大，因此，粒度特征直接反映水动力条件。

（一）粒度分析的主要方法

根据颗粒大小及岩石致密程度的不同，分别采用5种方法： 1. 直接测量法

用于砾岩，用尺直接测量砾石的直径，测量一定面积内的全部砾石不少于 100个。 2. 筛析法

用于未固结的碎屑岩，用直径不同的筛子将砂过筛，分出不同的粒级组分，称出各自的重量，求出百分含量。 3. 薄片粒度法

用于固结的岩石，在显微镜下，测量薄片中颗粒的直径，并将测量值换算成Φ值，按1/4间隔分组，计算各组内颗粒百分数，每片要求统计300－500颗粒。 4. 沉降法：用颗粒沉降速度来划分粒级分布。

5. 激光粒度仪法: 采用光学原理，通过测量颗粒群的空间频谱来分析其粒度分布。

粒度和杂基校正

粒度校正：运用上述不同的方法所得到的结果可能有偏差，如薄片粒度与筛析粒径之间的偏差可达0.25Φ或更大，这是切片效应造成的结果（切片效应：在颗粒集合体的切片中，颗粒的视直径平均值小于真直径），必须进行校正。弗里德曼（1962）提出的粒度校正回归方程是：

D=0.3815+0.9027d D－校正后筛析直径Φ; d－薄片中视直径Φ

杂基校正：薄片粒度法分析法，也要做杂基校正。方法是用显微镜测的杂基含量（由于切片效应和成岩后生作用，其值一般较高）的2/3或1/2为校正值，假定为X，将各累计频率乘以（100－X）作为该粒级的真正百分含量。

（二）颗粒粒级的划分

一般采用伍登—温德华标准, 它是以毫米为单位的一个分类方案,后来克鲁宾（1934）提出了一种对数换算，称其为Φ值。 Φ＝－log2D （D为颗粒直径）

粒径（毫米）和Φ值的对应关系见下表：

（三）粒度曲线和粒度参数

常用的粒度曲线包括：直方图、频率曲线、累积曲线、概率累积曲线。

1、直方图：横座标为颗粒粒径区间，纵座标表示粒级的百分含量，作出一系列相互连接，高低不平的距形图（见图5－23左上），直方图优点是直观、简明地反映出粒度分布特征。

2、频率曲线：是将直方图每个柱子的纵、横边的中点依次连成多边形频率曲线（图5－23右下），此频率多边形的面积仍基本等于直方图的面积和。频率曲线可清楚地表明粒度分布特点，分选好坏，粒度分布的对称度（偏度），尖度（峰度）等。

3、累积曲线以累积百分含量为纵座标，以粒径Φ为横座标，从粗粒一端开始，在图上标出每一粒级的累计百分含量。将各点以圆滑的曲线连接起来，即成累积曲线。累积曲线一般呈Ｓ型。（图5-23中）

4、概率累积曲线是在正态概率纸上绘制的，横座标代表粒径；纵座标为累积百分数，并以概率标度（以50%处为对称中心，上下两端相应地逐渐加大），将粗尾、细尾部放大，并清楚地表现出来。粒度不是一个简单的对数正态分布，而是由几个呈对数正态分布的次总体组成，一般来说，包含三个次总体，表现为三个直线段，代表了三种不同的搬运方式：悬浮、跳跃和滚动搬运。

概率图上其它参数有：

截点：二个次总体直线交点,以横座标表示,细截点（S截点），是悬浮总体和跳跃总体的交点；粗截点（T截点）, 是跳动总体和滚动总体的交点。

混合度：指两个次总体直线段相交时，在截点处有些点不在直线上，而是零散过渡的，也称为过渡带，反映沉积分异相对复杂。 次总体百分含量：即各次总体占总量的百分数。

分选性：以各次总体直线段的斜率，即直线段倾斜角度表示。

上述各次总体发育的数量、粒度范围、分选性等参数是有规律地受沉积条件和水动力条件控制的。各种沉积环境的概率粒度分布不同。 常用的粒度参数： 平均粒度（Mz） 标准偏差（σi） 偏度（SK） 峰态（KG） 计算粒度参数有二种方法：

数理统计法:概率和统计学方法，直接用粒度分析得到的每个粒级的百分比计算，常用的计算方法是矩法。

图解法:从累积曲线上读出某些累积百分比处的颗粒直径，再以简单算术公式计算各种粒度参数。

（3）峰态（尖度）（如下图左） 表示频率曲线对称性的参数，分为三类：

单峰对称曲线：以峰为对称轴的对称曲线,曲线为正态分布，反映出：Mz（平均粒度）=Md（中值）=Mo（众数）。

不对称正偏态曲线：曲线不对称，主峰偏粗一侧，即沉积物以粗组分为主。 不对称负偏态曲线：曲线不对称，主峰偏细一侧，即沉积物以细组分为主。 （4）峰态（尖度）KG）：（如下图右）

正态频率曲线的特殊类型，曲线的尖锐或钝园程度：尖锐、 正态、扁平

（四）粒度参数散点图

是粒度参数的一种综合图解。它比单一的参数更有意义。编制不同参数的离散图，可将不同成因的沉积物区别开来。图中不同环境的沙并不是明显的界限，而是总的趋势。

（五）C－M图解

C－M图是帕塞加（Passega，1957）提出的综合性成因

图解，是一种粒度参数散布图。

是多样品分析，用C值（粗粒端）和M值（中等粒）反映介质搬运和沉积作用的能力。分别作为双对数坐标纸上的纵、横坐标，构成C－M图。C值为累积曲线上含量为1%的粗粒径值；

M值为累积曲线上含量为50%的中粒径值。

C－M的图解意义： NO段--滚动段，C >1mm OP段--滚动+悬浮，C >0.8 mm

PQ段--悬浮+滚动 QR段--递变悬浮, 与C=M平行

RS段--均匀悬浮 T-------远洋悬浮

(六) 粒度参数的环境判别公式

第三节 岩矿成份和地球化学标志

一、岩矿成份标志

主要是用显微镜和电子显微镜对岩石和矿物进行显微研究（精细的组分、结构、构造、微相研究），提供环境分析的可靠标志，主要包括以下二方面： 1. 陆源碎屑成分

(1)利用矿物的标型特征分析母岩类型 (2) 利用碎屑矿物组合分析母岩类型 2. 自生矿物和特殊岩石类型

(1)自生矿物 (2)特殊岩石类型

1. 陆源碎屑成分

根据碎屑成分和矿物标型特征来研究沉积物来源方向及物源区岩类型。

陆源碎屑成分：包括岩屑和轻、重矿物，是物理风化和化学分化的残余物，是分析物源区岩石类型的直接依据。

分析的内容：岩屑、轻矿物、重矿物标型组合特征，含量变化，确定物源方向、源区位置、母岩类型、搬运距离等。

(1)利用矿物的标型特征分析母岩类型

矿物标型特征：指不同成因的同种矿物，由于形成时物理、化学条件的不同，因而在化学组成、晶形和物性上存在的差异性。

如沉积岩中的石英，可以据其包裹体、消光类型、晶体形态和多晶现象等标志区分母岩类型。

阴极发光显微镜的发明和应用，使对原来认为是无标型特征的单晶石英颗粒等，也可确定其成因类型。

(2) 利用碎屑矿物组合分析母岩类型

每一类岩石都有其特定的矿物组合，经风化、剥蚀、搬运、沉积、成岩。在形成的碎屑中，能基本保留其组合特征。

2. 自生矿物和特殊岩石类型

(1)自生矿物

沉积期或同生期形成的矿物，说明沉积时期水体介质的物理、化学条件（如Eh值；Ph值、盐度等）。

海绿石: 绿色，为富铁、富钾的含水层状铝硅酸盐矿物，呈圆锥状、肾状。 海绿石的成因：是改造生成和胶体沉淀而成。现代海绿石形成于陆棚区（浅海），弱咸性（Ph=7－8）和弱氧化—弱还原（Eh= 0） 的正常海水，水温10o－15oC，深度大于125m。在寒冷地区，水深30米就可形成。

海绿石形成在水底层，经水化和离子交换作用（即海解作用）而形成。要求一定的原始物质供给，如粘土矿物、云母、角闪石、辉石、长石、绿泥石等（即不是完全结晶的）。

鲕绿泥石:绿色，鲕状、球粒状，易于与海绿石混淆（铁质硅酸盐矿物，基本不含钾）。海相成因。与海绿石的形成温度和深度不同，鲕绿泥石形成于较温暖的浅海，水温大于200C，其分布深度小于60m。

粘土矿物: 小于2μm，含水的铝硅酸盐类,如水云母和蒙脱石等。粘土矿物是絮凝作用形成的，能反映介质的Ph值。如高岭石形成于酸性介质中，一般为环境；水云母、蒙脱石形成于中性或碱性介质中，多为海洋环境。 (2)特殊岩石类型

一些岩石可指示沉积时的能量条件和古气候标志。

碳酸盐岩: 以海洋为主，也有淡水灰岩。依据生物化石和沉积地球化学来区别海相与陆相。碳酸盐岩反映弱碱性，藻叠层石灰岩形成于潮坪环境，鲕粒灰岩形成于滨浅海，泥晶灰岩形成于静水环境。

红层: 多为环境，为含Fe矿物在温暖、潮湿气候条件下，风化后成赤铁矿而显红色。海相红色页岩可由化石红色或干旱气候带的风成产物。

蒸发盐: 是含盐度较高的卤水，通过蒸发作用产生的化学沉积物，反映气候干燥和闭塞环境。见于内陆盐湖或滨海泻湖环境。条件：干旱气候带、清水静水（泻湖）、碳酸钙组分。

磷块岩: 海相为主，陆相少见。P2O5的含量是随着深度的增加而增加。在平静—搅动交替的水动力条件下，分散的磷质可逐渐集中，形成鲕状、团粒状、结核状或各种交代假象。在50－200m（浅海）更有利于其形成。

锰结核: 以海洋为主，湖泊和沼泽也有。锰结核中微量元素的浓度随着环境的改变而发生有规律的变化，因而其比值具有指示环境的意义。如在湖泊和浅海中形成的铁锰结核中Co、Ni、Zn、Pb等元素要比大洋中少的多。

礁灰岩: 由复体、固着的造礁生物形成突起和抗浪的地貌。造礁生物主要有珊瑚、层孔虫、苔藓虫、海棉、藻类等。礁灰岩（藻礁灰岩、叠层石灰岩）是浅海环境的良好标志。

大洋锰结核矿成因

之谜 1873年，“挑战者”号从海底捞上来几块像黑煤球的硬块。后来，经过化验分析，才知道它不是化石，而是含有大量锰，铁、铜、镍、钴等元素的矿石。叫“大洋锰结核”。20世纪70年代后，世界上有条件的海洋国家，投以巨资，对大洋锰结核矿进行调查，研究其开发

的可能性。 针铁矿（0-10m，大于270C）一般形成在较浅水区（包括滨海、湖盆）。 鲕绿泥石（10-50m，25-270C ，多见于

滨海。 鲕状赤铁矿

（35-40m，25-270C），多见于

滨海。 海绿石和磷块岩（125-250m，10-150C），多见于

浅海。

二、地球化学标志

化学成因的沉积构造是一个方面

地球化学与沉积学相结合成为沉积地球化学，能够为沉积环境分析提供物理标志和生物标志所不及的沉积地球化学标志。

主要包括：元素地球化学和稳定同位素地球化学。 1.元素地球化学

(1) 古盐度的测定 硼法、元素比值法、沉积磷酸盐法 (2) 氧化还原条件 (3) 古水深标志 (4) 源区分布 2.稳定同位素 (1)古温度测定 (2)古气候分析 (3)古盐度测定

1.元素地球化学

(1) 古盐度的测定

硼法: Walker 和 Price（1963）据前人资料及自己的研究成果证明了粘土中硼主要富集于伊利石中，并成功地把硼、伊利石含量和古盐度联系起来，为盐度的定量计算奠定了基础。 <100ppm为淡水 200－300ppm为半咸水 300－400ppm为正常海水 >大于400ppm为超咸水

现代海水中硼的含量为4.7×10-6，淡水中含量很低，而内陆盐湖中具有很高的硼含量。沉积物中的硼含量与水体硼含量有关，因而，也和水的盐度存在函数关系。

元素比值法:B/Ga（硼／镓）,B主要吸附于粘土矿物中，活动性较强。Ga在粘土矿物中富集，在淡水的岩石中较海洋的岩石为高。故用B/Ga

比值来反映盐度和区分海陆相地层。 <1.5为淡水相，5－6为近岸相，>7为海相。 Sr/Ba（锶／钡）, Sr、Ba化学性质十分相似、它们均可以形成可溶性重碳酸盐、氧化物和硫酸盐进入水溶液中。在近岸沉积物中富Ba，而Sr的迁移能力高于Ba，可迁移到大洋深处。碳

酸盐矿物有对Sr的捕获作用。 Sr/Ba在淡水沉积物常<1，而海水沉积物

中>1。

沉积磷酸盐法：Nelson（1967）根据美国现代河流和河口湾的资料发现，在沉积磷酸盐中，Ca盐与Fe盐的相对比值与盐度的密切关系。其后许多学者又进行了较深入的研究（表5－7）。

(2) 氧化还原条件的标志

主要是根据同生矿物组合，如对介质Eh值高低反映灵敏的Fe、Mn等变价元素的矿物组合。铁在海盆中沉积具有明显的规律性，随着pH值的增大，Eh值的降低，铁矿物呈不同的相依次

分布，铁的化合价也相应变化。

(3) 古水深标志

用古生态法和遗迹化石标志恢复盆地的古水深。

元素的聚集与分散与水深度（离岸距离）有相关性。元素在沉积作用中所发生的机械分异作用、化学分异作用、生物生理作用、生物化学作用的结果。

由滨岸向深海，Fe、Mn、P、Co、Ni、Ca、Zn等增加，其中Mn、Ni、Co、Cu含量升高。海洋沉积物中Mn的分布主要受沉积环境酸碱度变化和氧化还原电位的控制。一般随pH值增大，Eh值降低，Mn+2矿物逐渐从海水中沉淀出来。此外沉积速率也影响着Mn的分布，沉积速率低，从海水中沉淀出来的Mn被陆源和生物成因的沉积物的稀释程度降低，故沉积物中Mn含量增高。Co被作为定量估算古水深的标志元素。 (4) 源区分布

母岩性质基本决定了风化产物的元素组成。尽管在不同古地理条件下，由于气候、生物活动、地形、水介质的影响，风化产物搬运后的沉积物已在很大程度上有别于风化产物的原始元素组成，但母岩成分还是能在某些特征元素含量的变化上体现出来。

2. 稳定同位素在沉积环境分析方面的应用

方法

碳同位素国际标样采用PDB（美国南卡罗来纳州白垩纪Pee Dee

组的箭石。

氧同位素国际标样采用SMOW（标准平均大洋水），在与古温度

有关的碳酸盐样品的氧同位素分析中习惯采用PDB 。 硫同位素国际标样采用CDT（铁陨石中的陨硫铁）。

古温度测定实例

稳定同位素确定(1)古温度测定和 (2)古气候分析实例

稳定同位素分析实例

古盐度测定实例 问题 1、陆源碎屑成分和母岩的关系？ 2、地球化学中的标样是什么？ 3、自生矿物的环境指示意义？ 4、元素地球化学分析在确定古环境的主要作用？ 5、同位素地球化学分析在确定古环境的主要作用？ 第四节 判别沉积环境的生物标志

生物成因的沉积构造是一个方面 化石是确定地质年代和沉积环境重要手段。生物与环境是相互联系和相互制约的关系。相关概念： 生物相：能够反映其沉积环境

条件的古生物学特征。

生态分异：由于生物习性不同，导致不同的环境中生物的组合（生

态组合）面貌不同。

生物分区：由于长期的地理隔离和气候带的影响，使生物在演化体系

上出现的差别。

一、 指示盐度

分为狭盐度生物和广盐度生物。

正常海水生物组合：包括钙质红藻和绿藻，放射虫、硅质鞭毛虫，钙质有孔虫，钙质和硅质海绵，珊瑚，苔藓虫，腕足，棘皮，软体中的头足类等。

半咸水生物组合：软体中的双壳类和腹足类、介形虫、胶结壳有孔虫、硅藻、

蓝绿藻和蠕虫管等。

超咸水生物组合：一般与半咸水生物组合相似，但当盐度很高时，只有腮足亚纲中的无甲目，蓝绿藻和介形类存

在。

淡水生物组合：主要是轮藻，带壳变形虫以及少数双壳类，介形虫，腮足亚纲的贝甲目，普通海绵，硅藻，蓝绿藻

等。

二、指示深度

0－50m：藻类、底栖有孔虫、双壳类、腹足类、造礁珊瑚、灰质海绵、

无铰纲腕足。

50－100m：有珊瑚、腕足类、头足类、棘皮类等，且保存较好。因阳

光难透入，故藻类少。

100－200m： 生物逐渐减少，有苔藓虫、具铰纲腕足动物、海绵、海

胆。

>200m：远洋底栖生物主要是海百合、硅质海绵、薄壳腕足类、细枝

状的苔藓动物等。

三、指示底层性质

不同的底质，生物和生态不同，如底栖生物是固着还是移动生活等。 群体珊瑚、蠕虫管、有孔虫、腹足类、苔藓虫、红藻、腕足类等需要坚硬的底

层加以固着。

移动生物如掘足类、掘穴蛤、某些有

孔虫等适应松软底质。

遗迹化石与底层性质 四、指示海水浊度 根据底栖生物的生态，可以确定是清水或是浊水。 海绵、珊瑚、苔藓虫常生存在清水环境中。 食沉积物生物，如蛇尾类、蛤、腹足等，能忍受浊度较大的海水。 少数生物，如舌形贝、掘穴蛤、介形虫、有孔虫等，属捕食型的移动生物，能在沉积速率高的环境中生存。 第五节 古水流的判别标志及其环境意义

一、指向构造和组构与古水流

古水流方向的识别是沉积环境和古地理恢复的重要手段。

其作用：确定盆地边缘、物源区的位置、岸线方向、古斜坡方向、砂岩体延伸方向等。 手段和方法：依靠流动构造中的指向构造和颗粒组构，包括交错层理、砾石排列方向、波痕、槽模、沟模、生物定向排列、砂粒定向排列等。

1. 交错层理和波痕

交错层理都具有指示流向的作用，尤其是大型板状和楔状交错

层理，小型交错层理与次要的水流有关。

板状和楔状交错层理测量平行于水流方向前积纹层的倾向和倾

角，槽状交错层理测量槽轴的延伸和倾斜方位。

波痕比交错层理的价值小一些，因为影响其方位变化的因素较多。对称波痕的脊线方向较稳定，其方向大致平行岸线方向；不对称波痕的脊线方向与水流运动方向垂直，其陡坡指向水流方向。对称波痕测量其脊线方位；不对称波痕测量其脊线和陡坡的倾斜

方向。 2. 底痕

底痕发育在复理石或浊流沉积中。它们的总体方向平行于水流。

主要有：槽铸型（槽模）和沟铸型（沟模、工具模）。

3. 组构

指组分颗粒的空间排列和方位。如顺水流方向定向排列的砾石、砂粒和生物化石等。 扁平砾石或长轴状砾石平行或垂直于水流方向，在不同的沉积环境下，砾石的排列方向和方式各有所不同。

二、非定向标志和古水流

一些无定向的特性也可用来确定古水流方向，其中包括碎屑颗粒的粒度、圆度、形状、成分以及厚度等变化特征。

粒度:如砾石趋向于顺水流方向颗粒减小时,按最大砾径的递减方向来判断古水流或古斜坡方向;用砂粒的粒度递减趋势判断古水流或古斜坡方向。 圆度: 随着搬运距离而增加。圆度可以推测搬运距离和方向。

组分: 不稳定组分的变化，可以指示古水流方向。厚度和相带的变化与粒度变化一致，也具有指示古水流的意义。

厚度：砂岩和砾岩的等厚图上，其等值线的延伸方向基本上与古水流方向一致。

河流砂属于单向的，其古流向的变化范围大都在90°至120°之间，这种变化可能与河流的弯曲度有关。蛇曲越复杂，其变化性就愈大。大部分浊流砂和许多古代风成砂也是单向的，三角洲砂大多数是单向的，其水流变化范围较大，一般为180°至220° ；

但极少数三角洲砂由于受潮汐作用的影响而呈双向的。

海滩砂和港湾砂大都是双向的。浅海陆棚砂由于受古斜坡的控制较小，其古流向变化较大，一般呈双向或无定向。

至于古流向与古沉积斜坡之间的关系，各种沉积环境有所不同。其中有些沉积环境的古流向受古斜坡的控制，如河流、三角洲和大多数的浊流沉积；有些沉积环境，如风成沙坪和海岸，其古流向与古斜坡之间则没有什么关系。

第五章 主要概念

沉积构造、原生沉积构造、次生沉积构造；

流动构造、层面构造、波痕、波痕指数（RI）、波痕对称指数（RSI）、干涉波痕、改造波痕、冲刷痕、剥离线理；

层理构造、板状交错层理、楔状交错层理、槽状交错层理、波状交错层理、羽状交错层理、冲洗交错层理、丘状交错层理、水平层理、平行层理、脉状层理、波状层理、透镜状层理、爬升波痕层理、块状层理、粒序层理、再作用面构造；

负载构造（重荷构造）、火焰状构造、球枕状构造、滑塌构造、包卷层理、碟状构造；

暴露构造、干裂（泥裂）、雨痕、假晶、鸟眼构造、帐篷构造； 生物遗迹构造、生物扰动构造、叠层石构造；

杂基、胶结物、粒度分析、自生矿物、狭盐度生物、广盐度生物、古流向指向构造。

第五章小结 层理构造的主要类型及其环境意义？ 层面构造的主要类型及其环境意义？ 平行层理与水平层理的主要区别？ 波状交错层理与波状层理的主要区别？ 哪些沉积构造可以指示地层的顶面和底面？ 生物对沉积环境的指示主要包括哪些方面？