沉积环境与沉积相
读书报告
学 院： 地球科学学院
专 业： 资源勘查工程
班 级：
学 号：
姓 名： 罗威
指导教师： 程日辉教授
2013 年 12 月
目 录
绪 论 ................................................. 1
第一章 沉积环境与沉积相概念 . ............................. 1
第一节 . 沉积环境概念 . .................................. 1
第二节 . 沉积相概念 . .................................... 2
第三节 . 沉积相分析原则 . ................................ 2
第二章 沉积环境与沉积相的标志 . ........................... 4
第一节 . 成分 . .......................................... 5
第二节 . 结构 . ......................... 错误！未定义书签。
第三节 . 构造 . .......................................... 8
第四节 . 生物 . ......................................... 14
第五节 . 剖面 . ......................................... 14
第六节 . 层序和层面 . ................................... 14
第三章 沉积环境与沉积相特征 . ............................ 15
第一节 . 冲积扇沉积环境与相模式 ........................ 15
第二节 . 河流沉积环境与相模式 .......................... 18
第三节 . 湖泊沉积环境与相模式 .......................... 23
第四节 . 三角洲沉积环境与相模式 ........................ 25
第五节 . 陆源碎屑海洋沉积环境与相模式 .................. 28
第六节 . 碳酸盐岩沉积环境及相模式 ...................... 33
绪论
沉积岩是组成岩石圈的三大岩石之一，它是在地壳表层条件之下由母岩的风化产物、生物来源物质、火山物质、宇宙物质组成，经过搬运作用、沉积作用和沉积后作用形成的岩石。 同岩浆岩的高温，高压相比，沉积岩形成于常温常压下。绝大多数的沉积作用是在水中进行的，大多数沉积物和沉积岩也是在水中形成的，水是母岩风化的主要营力，也是风化产物、宇宙物质等搬运和沉积的主要介质。生物和生物化学作用对于沉积物和沉积岩的形成有特殊的意义。沉积岩、岩浆岩与变质岩在成因上的关系（如图1）。
图1 沉积岩、岩浆岩与变质岩在成因上的关系
沉积环境和沉积相是沉积学的重要组成部分，有很强实践性、综合性、理论性，是恢复古环境、研究沉积地层层序结构、解释地震相、进行盆地分析和再造古地理的基础，对石油、天然气、煤等能源和许多金属非金属矿产资源的普查、勘探和开发具有重要意义。
地球表面约有75%的面积覆盖着沉积（物）岩。这个环境中蕴藏着大量的、种类繁多的、极其重要的矿产资源。这个环境与人类的生活环境也有着密切关系。
通过现代沉积物形成的环境、条件及其气候特征，对古代沉积岩形成环境进行推断。 “将今比古”从而定性描述到定量分析的研究，建立地质作用模式到深化沉积学理论的研究。
第一章 沉积环境和沉积相概念
第一节 沉积环境的概念
地质学所讲的“环境”是从地理学中引进的概念。地理学家把地球表面划分为若干个地理景观, 如山脉、河流、湖泊、沙漠、冰川、海洋等。这就是所谓的自然地理环境。
沉积学者所研究的是物质沉积时的自然地理环境，称之为沉积环境。
沉积环境通常是指沉积作用进行的自然地理环境。在地球表面不同的部分所发生的自然作用(物理的、化学的和生物的) 都是不同的，因此可以把地球表面区分为不同的自然地理单元，每一个单元即构成一种自然地理环境。暴露在地表的各种地质体，从遭受风化、剥蚀、搬运到沉积形成各种沉积物，自始至终都是在各种自然环境中进行的。沉积环境是由一系列环境条件组成的，包括：
（1）自然地理条件，包括海、陆、河、湖、沼泽、冰川、沙漠等的分布及地势的高低；
（2）气候条件，包括冷、热、干旱、潮湿；
（3）构造条件，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，包括介质的性质、运动方式与能量大小等；
（5）介质的地球化学条件，包括氧化还原电位、酸碱度及介质的含盐都等。
第二节 沉积相的概念
沉积学中的“相”或“沉积相”是地质学中的一个基本概念，然而也是—个长期有争议的概念。相这一概念是丹麦地质学家斯丹诺引入地质文献的，并认为是在一定地质历史时期内地表某一部分的全貌。1838年瑞士地质学家格列斯利开始把相的概念用于沉积岩研究中，当时格列斯利在研究瑞士西北部侏罗纪地层时，发现该地层在岩性和古生物面貌方面有极大的变化。于是，格列斯利就用“相”来描述这种变化。他认为地层单位的“相”的各种变化具有两个主要特点：一是岩性相似的地层单位必然具有相同的古生物组合；二是点是不同岩性的地层单位不可能具有同一属种的生物群。后来塞利（R.C 1976）又提出“相”的五个方面限定：沉积岩体的几何形态; 岩石特点; 古生物特点; 沉积构造特点; 古流相特点。
随着沉积学飞速的发展，人们对“相”也逐渐统一认识。当前国内外地质界多数人的认识是把“相”或”沉积相“看作是沉积环境的物质表现。在一定的沉积环境中进行着一定的沉积作用．并形成一定的沉积组合。沉积环境和沉积作用的各种特点，必然会在这些沉积产物中留下某些记录。这些记录表现为岩石组分、几何形态、结构、构造、生物化石等方面的差异。所以“相”应是能表明沉积条件的岩性特征和古生物特征的综合规律。
长期以来习惯用于海相、河流相和湖泊相等。就是“相”之前加以环境的名称。用这样的名称表示古环境的沉积特征。例如：用“海相”来表示古海洋环境所造成的沉积特征，包括岩性，古生物、古气候等，既一套沉积组合。用“河流相”来表示古河流环境所造成的沉积特征，包括岩性，古生物、古气候等，既一套沉积组合。
沉积相可以根据沉积岩原始物质的不同，分为碎屑岩沉积相与碳酸盐岩沉积相。前者以砂、粉砂、粘土等碎屑物质为主，沉积介质一浑水为特征，岩性以碎屑岩为主；后者以化学溶解物质为主，介质以清水为特征，岩性以碳酸盐为主。目前沉积相的分类通常以沉积环境占主导地位的自然地理条件为主要依据，并结合沉积动力、沉积的特征进行划分（如图1-1和表1-1）。
第三节 沉积相分析的原则
沉积相分析的原则探讨地层形成的自然地理环境，恢复再造沉积时期古地理面貌的基本方法。相分析的原则就是众所周知的“现实主义”原则。这个原则是莱伊尔在1830年的著名
专著《地质学原理》中详细论述的一个原则。其真正的涵义为：现在正在进行着的地质作用，也曾以基本相同的强度在整个地质时期发生过，古代的地质事件可以用今天所观察到的现象和作用加以解释。1905年盖基又提出“现代是打开过去的钥匙”的著名原则。在我国常将这个原则通俗地称为“将今论占”或“历史比较法”。需要指出的是，不应将现实主义原则与“均变论”等同。前者强调通过对现代地质作用的认识去分析判断古代曾发生过的地质作用，而后者是关于事物演化规律的一种观点。它强调事物发展的均变性，而忽视事物演化的突变性，与“突变论”是对立的。实际广事物发展即有均变的特点，也有突变的待点，二音是辩证的统一。这种辩证统—的性质在现代的地质作用如此，地质时期也如此。正是由于人们认识了现代地质过程的这种辩证统—规律，才能正确地解释和认识地质时期发生的地质过程。现实主义原则作为地质科学的一种方法论和基本原则，对沉积相分析和古地理研究尤为重要。
表1-1 沉积环境与沉积相的分类表
另外，需要特别指出的是：在应用现实主义原则时必须考虑到地质历史是发展的，各地质时期的地质作用方式和特点既有继承性也有变化性，即有连续性又有阶段性。例如，元古代的碳酸盐岩潮坪环境中曾有广泛的叠层石发育。而到显生宙时，同样是碳酸盐潮坪环境，但由于食藻类生物的出现，叠层石分布的范围和数量则大为缩小。又如，现代正处在更新世后海平面上升时期，我们可以比较容易地将现代滨岸地带的海侵剖面与古代海侵期的相应剖面进行对比，但对于地质时期中多次出现的海迟型剖面则难干找到现代的类比物。所以，我们在应用现实主义原则时．决不能简单地把今日的现象与古代完全等同看待，而必须根据多方面的事实进行历史的分析才能得出合乎逻辑的科学的解释。
总之．现实主义原则不仅是研究和恢复古代沉积环境的指导理论，而且为进一步发展沉积学和古地理学指出了一条正确选径。这就是为了能更准确地解释过去，必须加强对现代沉积境、沉积作用及其产物的研究。
第二章 沉积环境与沉积相的相标志
古代环境在地质历史记录中表现为沉积层的各种特征。这些特征就是特定的古代环境的物质表现（沉积岩石学的全部内容）。沉积层的各种特征： 成分（碎屑成分、填隙物及成岩物质等）、结构（成分的形态等岩石的微观特征）、构造（颜色、层理和层面等岩石的宏观特征）、 生物（种类、习性及遗迹）、定向性（特定的力学性质作用产物）、层序（形成、产出、演化和时间）、砂体形态大小等空间展布几何外形、剖面结构（宏观展布及韵律性）等。
第一节 成分
根据碎屑成分和矿物标型特征可以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，是物理风分化的残余物，是分析物源区岩石类型的直接依据。
一、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、成岩作用，在形成的碎屑中，能基本保留其组合特征（如表2-1）。
表2-1 各类岩石轻、重矿物组合
二、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（如图2-1）。
三、自生矿物
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
图2-1 石英标型特征与来源 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（即不是完全独立结晶的）。 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 。
四、粘土矿物:
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，一般为大陆环境；水云母、蒙脱石形成于中性或碱性介质中，多为海洋环境。
第二节 结构
沉积岩的结构是指碎屑颗粒本身的特点、填隙物特点以及碎屑和填隙物之间的关系, 结构类型如表2-2。
表2-2 沉积岩的结构类型
一、陆源碎屑结构
陆源碎屑结构主要由碎屑颗粒、化学胶结物和杂基三部分组成。结构的特征取决于颗粒的结构、胶结物(或基质) 的结构以及二者之间的量比和相互关系（如图2-2）。
1、圆度
圆度是指碎屑颗粒的棱和角被磨蚀圆化的程度，一般分四级：Ⅰ棱角状 颗粒具尖锐的棱角，原始形状基本未变或变化很小，说明碎屑未经搬运或搬运极近；Ⅱ次棱角状 碎屑颗粒的棱和角稍有磨蚀、尖角并不十分突出，一般说明碎屑经过了短距离搬运；Ⅲ次圆状 棱角有显著磨损，碎屑的原始轮廓还可看出，说明碎屑经过了较长距离的搬运；Ⅳ圆状 棱角已全磨圆，碎屑的原始轮廓已消失，说明碎屑经过了很长距离的搬运和磨损。
2、表面特征
碎屑颗粒的表面特征包括颗粒表
面的磨光度和显微刻蚀痕两方面。由
表面特征可判断搬运和沉积介质的性
质：若颗粒表面呈毛玻璃状的霜面可
能是风力搬运的；冰川搬运的砂砾常
有擦痕；浊流搬运的颗粒表面常带有
细小的刻痕。
3、化学胶结物
胶结物是碎屑颗粒间的化学沉淀
物质；通常是结晶的或非晶质的矿物，
在岩石中含量
用。主要的胶结类型有基底式胶结、
图2-2 陆源碎屑结构 孔隙式胶结、接触式胶结、悬挂式胶结、镶嵌式胶结（如图2-3）。
图2-3 不同胶结类型示意图，画斜线者为胶结物
1．基底式胶结；2．孔隙式胶结；3．接触式胶结；4．悬挂式胶结；5．镶嵌式胶结
4、杂基
杂基是
二、粒屑结构
机械作用形成的内源岩则具有“粒屑结构”, 颗粒类型主要有鲕粒、团粒、团块、骨粒（如图2-4）、内碎屑（如图2-5）、核形石等。
图2-4 骨粒 图2-5 内碎屑
三、泥质结构
主要由粒度
四、生物骨架结构
原地生长的造礁生物构成的岩石骨架常具生物骨架结构。 原地的群体生物化石构成岩石的坚固骨架，在骨架间充填灰泥杂基及胶结物、生物屑等，常构成各种抗浪的生态礁，称为骨架岩。
五、残余结构
各种原生结构的石灰岩经过强烈重结晶作用或白云石化作用，常具有明显的晶粒结构及石灰岩的各种残余原生结构。由交代作用形成的内源沉积岩常具交代残余结构。它是由于交代作用不彻底，原岩中的矿物成分或结构部分地保存下来、即成交代残余结构。
第三节 构造
沉积构造是沉积物的颜色、成分、结构的不均一性而形成的岩石宏观特征。其规模一般较大，多在野外露头上及岩芯中可直接进行观察和测量。根据其形成时间划分为:原生沉积构造和次生沉积构造。根据沉积构造的成因性质可分为三类:物理成因的沉积构造、化学成因的沉积构造、生物成因的沉积构造（如表2-3）。其中物理成因的层面构造和层理构造是沉积岩中最常见的构造，也是沉积岩识别的重要标志。 一、层面构造
沉积物表面由于流水、风、雨雪、生物等各种营力所形成的痕迹称为层面构造。常见有波痕、干裂、雨痕等。 1、波痕
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，波痕有很多的形成要素（如图2-6）。按成因分为流水的、浪成的和风成的三类。
流水波痕由单向水流造成。其形态不对称，迎流面缓，背流面陡。按规模通常又分为大型的与小型的两种类型。小型波痕的波长一般在4--60cm ，波高0.3～6cm 不等，波痕指数大于5，多数在8～15之间，沉积物粒度中值小于0.6～0.7mm 。小型波痕的波脊形态主要有直线状，弯
曲状和舌状三类，反映水动力条件依次由弱至强的变化。大型水流波痕（如图2-7）：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。
表2-3 沉积岩构造分类
图2-6 波痕形态要素
脊点（C, D）、谷点(A, B)、波长（L ）、波痕指数（L/H）、对称指数（L1/L2）
浪成波痕是由波浪的振荡运动形成的。浪成波痕的一个突出特征是波脊较为平直，浪成波痕通常按波脊的对称程度分为对称的与不对称的两类（如图2-8）。对称的浪成波痕，波脊尖锐、波谷圆滑，波长在0．9～200cm ，波高0.3～23cm ，波痕指数为6～7。波痕内部具叠覆状人字形纹层或浪成沙纹交错层。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。
图2-7 大型水流波痕 图2-8 浪成波痕（对称A 与不对称B ）
风成波痕一般具有平行的顺直波脊，波痕形态不对称，波长2.5～25cm ，波高0．5～1．0cm ，波痕指数在10～70以上。一般认为风成波痕的波痕指数与粒度成反比，与风速成正比，不对称指数与粒度成正比，与风速成反比(如图2-9) 。
2、泥裂
泥裂是含水的泥质或灰泥沉积物由于干缩或压实所产生的收缩裂隙（如图2-10）。在层面上呈不规则的多边形网状龟裂，在断面上呈尖端指向底部的V 字形。泥裂被埋藏后，常为上覆沉积物充填，因此，在上覆沉积层底板上可形成凸脊状印模。当泥裂切穿泥质层时，其上下岩层的沉积物都可充填进去，因而出现顶底都具有泥裂印模的现象。泥裂的多边形块体凹面通常向上，也有向下的。在很干燥的条件下，泥裂块可以破碎成碎片，甚至被搬运、磨蚀，形成各种形态的泥
图2-9 风成波痕 砾，有时可聚集成透镜体。 3、雨痕
雨痕是雨点滴在松软沉积物表面形成的小型冲击坑（如图2-11）。形态呈圆形或为椭圆形，坑的边沿略高于一般表面，形象粗糙。泡沫痕是泡沫状的水泡仔留在松软的泥质沉积物表面形成的半圆形浅坑，坑壁光滑，边沿没有隆起。泡沫痕一般成群出现，在一定范围内，大小相差很大。地层中保存的泡沫痕，主要是由浪花溅沫产生的，常见于间歇出露于地表的海滩，湖滨和潮坪沉积的层面。
图2-10泥裂 图2-11 雨痕
二、层理构造
沉积物沉积时岩石性质沿垂向变化而产生的层状构造。可通过矿物成分、颜色、粒度、形状、排列或填集方式的突变或渐变而显现出来。组成层理构造的单位包括：纹层（细层）、层系（单层）、层系组（层组）(如图2-12) 。 １、水平层理
由细粒的泥质或粉砂质的水平纹层组成的板状水平层系。其中的纹层因成分和颜色的变化彼此交替，层面平行或近于平行。这种层理是在环境比较安静的条件下，悬浮物从水库中缓慢沉降而成的（如图2-13）。
2、平行层理
平行层理细层以及细层与层系界面之间互相平行，但出现在粒度较粗的砂岩中，常伴有冲刷现象，它形成于急流、水浅的水流条件下（如图2-14）。
平行层理是急流动态的产物，由于流水的推移与冲刷，平坦床砂上可以形成一系列深度相当于颗粒大小的平行流水的纵向沟脊（剥离线理）。如果沿层面将层理剥开，由于纹层间粘结强度的不均一，层面上常出现沿线理方向展布的不规则条带。 3、交错层理
交错层理是指细层与层系界面呈角度相交的层理。根据层系界面的形态可将交错层理分为三种类型。
A 、板状交错层理：层系界面是彼此大致平行的平坦面（如图2-15）。
B 、楔状交错层理：二层系界面平坦，但不平行，层系因厚度变化呈楔状（如图2-16）。
图2-12 层理的类型及构造的单位 C 、槽状交错层理：二层系下界面呈
槽状或杓子状。
图2-13 水平层理 图2-14 平行层理
图2-15板状交错层理 图2-16 楔状交错层理
4、脉状层理、透镜状层理
这是一类复合型层理，沙纹形态都有良好的保存（如图2-18）。其中夹有泥质扁豆体的沙纹层称为压扁层理。泥质扁豆体主要保存在波谷，局部可以延展到波脊，但不连续。泥质层与沙纹层呈连续交替的层理称为波状层理。沙纹层在泥质沉积中呈不连续的透镜体分布的称为透镜状层理。最有利于形成上述层理的环境是具有潮汐周期作用的潮坪。在三角洲、湖泊以及浅海陆棚环境也很常见。
图2-17槽状交错层理
图2-18 脉状层理和透镜状层理
5、粒序层理
粒序层理又叫递变层理，是无明显的细层界线，整个层理表现为粒度的变化，即由下至上粒度由粗到细逐渐递变（如图2-19）。它是浊流的沉积特征。 正向递变层理：下粗上细，常见于浊流、河流、海滩、三角洲环境。韵律层理的成因很多，可以是由潮汐环境的周期变化形成，也可以是由气候的季节性变化形成的，即季节性韵律层理，也可以由浊流沉积形成。
图2-19 粒序层理
第四节 生物标志
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。
一、生物对水体深度的指示
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。
二、生物对底层性质的指示
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。
图2-20 遗迹化石与底层性质
第五节 剖面结构
因为环境是具有各自特殊的水动力作用的变化特征，在沉积剖面上表现出特定的岩性，结构，构造，冲刷面，生物等组合顺序，这就是剖面结构。单个岩层只能提供沉积时的个别条件。而剖面结构则可提供整个沉积环境特征以及它们随时间的发展和演化情况。
第六节 层序和界面
层序和界面是层序地层学（P.Vail,1977）研究的最基本单位，层序地层学是通过识别由海平面升降周期性变化，而所产生的沉积特征来划分对比地层、定年代和解释地层记录的新方法。
是地震地层学基础上发展起来的与沉积学、生物地层学和其它确定年代方法紧密结合的一门新兴地质学科。
它们通过其顶部和底部界面不整合或横向上可对比的整合来辨认。在沉积层序内单个的次级单元与沉积边界可以出现各种几何形态，这些几何形态可分两种，地层在其原始沉积面的侧向终止：1、沉积构成的上超，下超，顶超等，表明无沉积间断。2、侵蚀间断或者构造破坏作用有关的削载。沉积层序的边界对沉积层序确定和对比是极为重要。如不整合上、下地层的倾斜度和平行度，可判断地层界面的角度不整合，假整合（平行不整合）（如图2-21）等。 根据接触关系，在沉积层序的上、下边界的超覆或削载的层序边界可分为：上部边界、下部边界。沉积层序的边界对沉积层序确定和对比是极为重要。如不整合上、下地层的倾斜度和平行度，可判断地层界面的角度不整合，假整合（平行不整合）等。
层序内地层与层序不整合边界面的关系，是层序的地层学研究特别重要的内容。不整合面（地震剖面中的不整合反射）可以是侵蚀成因的（削截），也可以是沉积造成的（超失）。
超失是指地层在其原始沉积面的侧向终止。这种终止是有沉积作用造成的，包括上超、下超和顶超。削截也是指地层对沉积面的侧向终止，但它是有于侵蚀作用使已沉积的地层在横向上消失的结果，可作为侵蚀沉积间断的证据。
图2-21沉积层序的接触关系
A. 上部边界：1. 侵蚀削载；2. 顶超；3. 整合；B. 下部边界：1. 上超 ；2. 下超；3. 整合；
第三章沉积环境与沉积相
第一节冲积扇沉积环境与相模式
冲积扇泛指山区河流携带碎屑物质进入平原，在出口处，碎屑物堆积形成的半圆锥形或扇
形沉积体。
一、冲积扇的一般特点
冲积扇的岩石一般为红色，可见盐类（石膏、方解石）等 （干旱气候下）； 岩石粒度差别大（如图3-1），主要由沙、砾级碎屑物，可有漂砾级（>64cm)或含有机质的粉沙、泥质物；无海相生物化石；层理一般不发育，可见粒序层理和交错层理；可划分为扇根、扇中和扇端 亚相；物源充足时，形成向上变粗变厚的相序、平面相组合：物源区残积、坡积物相--扇--沉积区冲积平原或湖海区；砂体平面上为扇形、横剖面为透镜状，纵剖面为顶面下凹的透镜型。
图3-1 冲积扇岩石粒度直方图（多峰、粒度分散、分选差、杂基含量高）
二、冲积扇沉积作用类型 1、泥石流沉积
常出现在冲积扇根部。形态为：长舌状。沉积物为泥、砾、沙，粗碎屑分布不均，成分复杂；砾石分选、磨圆差；杂基支撑；沉积体内成层性不明显，多呈块状。泥石流沉积常与与水携沉积交互出现，因而在这两种沉积互层的的剖面上，泥石流沉积表现的非常明显，往往作为判断古冲积扇的重要标志。 2、辫状河道沉积
出现在冲积扇中部、也可发育在根部；沙体平面形态为辫状，纵剖面为长条形，横剖面为透镜状；沉积物为砾沙；具大型斜层理及明显的切割--充填构造，常见洪积层理。 3、片流（漫流）沉积
粘度较低的洪水流冲击沉积的一种，主要沉积类型为片状体的砂，粉砂和砾石质的沉积物。 一般分布在冲积扇底，它是从冲积扇河流末端漫出河床而形成的宽阔的浅水中沉积下来的，通常水深＜33cm 。沉积物分选中－好，常见交错层理，小型纹层或块状，产状常与透镜状砂体组成巨大的板状砂体。 4、筛余沉积（筛积物）
多分布于扇中部，由次棱角状粗块砾石组成；分选较好；粒间主要由砂粒物；颗粒支撑；岩体呈块状，无明显成层界限（如图3-2）。
图3-2 冲积扇剖面和沉积物分布 三、冲积扇的亚相类型
冲积扇相的沉积物组合特征，主要由沉积环境所决定。三种主要岩相为扇根、扇中、扇端（如图3-3）。扇根靠近山口，多为混杂砾岩或含砾泥岩，杂乱块状构造和洪积层理。由粒级变化而微显平行层理，但无明显层面。扇中为辫状河发育区，见大型的多层序的交错层理和洪积层理，砂层厚度变薄。扇端主要为洪水漫沉积的砂、粉砂、泥质沉积物。可见波状水平层理和块状层理，砂层厚度变薄。
四、冲积扇相与油气的关系 冲积扇沉积环境是陆上的充氧环境，所以它不利于有机质的保存，因此不是生油的环境。 但冲积扇相中的砂砾岩、粗砂岩有可能成为良好的油气储集层。我新疆克拉玛依油田中就有冲积扇砂、砾岩储集层形成的油藏。扇中的含砾砂岩胶结疏松、孔隙性、渗透性好，成为有效的产层。
图3-3 冲积扇亚相类型
第二节 河流沉积环境与相模式
河流可以按照不同的原则进行分类：① 按形态分类：瓣状河，顺直河，曲流河；② 按发育的时期分类：幼年期河流，壮年期河流，老年期河流； ③ 水动力状况分类：游荡性河流，叉流河流，曲流河流； ④ 按地形分类：山区河流，平原河流，海岸河流（如图3-4）。
图3-4 河流类型
一、辫状河
一般河道宽，水浅，坡降陡，流速急，泥沙负荷大，流量变化大，河道不稳定，具有明显的边界，以下切侵蚀作用为主，水流不断分叉、会合，致使心滩特别发育（如图3-5），少有河漫滩发育，沉积物粒度粗，成分，结构成熟度均差，主要为滚动总体含量可达50％-70％，悬浮总体占30％。
一、 辫状河流沉积类型
心滩沉积是辫状河流（游荡性
河流）的主要沉积单元，也称河
道沙坝。可分为三种类型：A. 纵
向沙坝-平行水流方向延伸；B. 横
向沙坝-垂直水流方向延伸；C. 斜
列沙坝-近于平行或垂直水流方
向延伸。
如图3-6中，①纵向沙坝与水
流（河道）方向平行的长形沙体，
是由平行于沙坝的单向水流形成
的，常见于砾石质辫状河流的端
部，其沉积物通常由粗粒的砂砾
图3-5 辫状河
物质组成。沙坝的上游端遭受侵
蚀，下游边缘接受沉积。主要由具板状交错层理的砾石和砂所组成。②横向沙坝：与水流方向垂直，位于河道变宽或深度部位，由水流发散和方向变化形成。在砂质辫状河中更为常见。上游一侧较宽，下游一侧为直的、朵状或弯曲的。发育板状交错层理，其前积纹层往往是高角度的。③斜向沙坝：长轴延伸方向与主水流流向斜交。在主河道弯曲、流量不对称时产生。沙坝的横断面大致呈三角形，并具有由滑动面或浅滩组成的下游沉积边缘。与纵向沙坝相似，当滑动面崩落或浅滩迁移时，可形成板状交错层理。如果沉积物很粗，则产生不明显的水平层理和角度极低的板状交错层理。
图3-6 辫状河砂坝类型
辫状河流边滩沉积、堤岸沉积、洪泛平原沉
积均不太发育。心滩沉积通常是比较粗的砂、砾
碎屑沉积组成，发育有大型槽状交错层理，大型
楔状交错层理，板状交错层理，层系底面常发育
有下切侵蚀冲刷构造发育，并有底砾岩。
二、辫状河流沉积相模式及其特征
辫状河流由于以下切侵蚀作用为主，形成心
滩，砂体呈透镜状体或带状分布；层序上表现为
明显的沉积旋回性，上部沉积细碎屑（泥或粉
砂），比例很小，通常没有堤岸沉积，而洪泛平
原沉积也很少，主要为粗碎屑沉积，粗细沉积厚
度比为4或5：1，有时比率更大；具有代表强水
动力的单向水流交错层理和代表水浅流急的层
理构造发育，如平行层理、大型槽状交错层理、
逆行沙波层理和底部冲刷面发育（如图3-7）。
图3-7 辫状河流的沉积模式
二、曲流河
河道窄而水深，坡降小，水流缓，流量变化小，河道稳定，以侧向侵蚀作用为主，凸岸形成边滩沉积，心滩不发育，河漫滩发育（如图3-8），并与边滩沉积构成典型的二元结构（3-9），沉积物为细砂、粉砂及泥质含量较高，成分、结构成熟度中等，主要为跳跃和悬浮总体，滚动总含量少。
图3-8 曲流河 图3-9 曲流河二元结构
1、曲流河流沉积类型及其特点
曲流河相可以划分为河床亚相、堤岸亚相、河漫亚相、牛轭湖亚相（如图3-10）。
图3-10 曲流河沉积环境模型
（1）河床亚相
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，类型丰富多样，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透镜状，底部具明显的冲刷界面。 河床亚相可划分为河床滞留沉积、边滩沉积。
河床滞留沉积以砾石为主，成分复杂。砾石呈
透镜状分布于河床最底部，心滩相和边滩相的下部。
与下部为冲刷接触。无层理构造。
边滩沉积以沙岩为主，成分复杂，长石含量高；
由下往上出现由粗至细的粒度或岩性韵律，具大型
槽状、板状、小型槽状交错层及上攀（爬升）波纹
交错层理（3-11）。
（2）堤岸亚相
垂向上，常发育在河床沉积的上部，相对河床
亚相而言，属顶层沉积。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。进一步
可分为天然堤和决口扇两个沉积微相。
天然堤沉积高于河床，并把河床与河漫滩分开。
天然堤主要由细砂岩、粉砂岩、泥岩组成，沉积物
较边滩沉积细，比河漫滩沉识粗．垂向上突出的特
点是位于河床沉积之上，细沙、粉沙、泥组成的薄
互层（如图3-12）。
图3-11 边滩沉积层理的垂向层序
决口扇沉积附属于河床之侧，与天然堤共生由细砂、
粉砂组成，粒度比天然堤沉积稍粗。有小型波状、交错
层理和水平层理，冲蚀与充填构造，见植物碎片。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。
（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，
地势低洼而平坦，由于它是洪水泛滥期间沉积物垂向加
积的结果，故又称泛滥盆地沉积。为粉砂岩和粘土岩为
主，粒度是河流沉积中最细的。垂向上位于河床或堤岸
亚相之上、属河 流顶层沉积组合。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。 河漫滩以粉沙、粘土沉积为主。波状层理和洪水
层理为主，可见水平层理。具有不对称波痕、干裂、雨
痕、植物碎片。河漫湖泊以粘土沉积为主，有粉沙出现
是河流相中最细的沉积。河漫沼泽以粘土沉积为主，有
粉沙出现，具泥炭沉积。
图3-12 天然堤层理垂向层序
（4）牛轭湖亚相
牛轭湖亚相是一种废弃河道的充填沉
积，牛轭湖形成有两种，分别为串沟截直和
径项截直（如图3-13）。串沟截直：一般形成
在曲流河的边滩中，沉积物为较粗的推移质
为主；. 径项截直：一般形成在曲流河中，沉
积物为较细的垂向加积的悬移质为主。
2、曲流河沉积相模式及其特征
由于曲流河沉积以侧向侵蚀及侧向加积
为主，形成边滩，砂体呈板状。层序的下部
沉积为不稳定的透镜状滞留砾岩和稳定的边
滩板状砂体组合，中部沉积为堤岸的薄层泥、
粉砂、细砂的互层组合，其上部沉积为河漫
滩（洪泛平原）的粉砂、泥组合。 层序向上：
图3-13牛轭湖形成有两种类型 层变薄，粒度变细，层理表现水动力变弱。层序顶部：常发育干裂、植物根、虫迹、钙质结核等构造。剖面具有明显的半韵律旋回性，冲刷面发育，粗细厚度比为1：1。
曲流河相层序（如图3-14）：① 冲刷面，滞
留沉积（砾石）； ② 大型槽状交错层理砂岩 ；
③ 边滩上部发育小型槽状交错层理，在边滩中
部可发育平行层理；④ 边滩顶部具有上攀波纹
交错层理 的粉砂岩；⑤ 泥岩具水平层理，常
有泥裂、钙质结核及陆生植物的根。
3、河流相砂体与油气的关系
古河流砂体平面上呈带状分布，以河床亚相
中边滩或心滩砂岩储油物性最好，向上逐渐变
差；横向上透镜体中部储油物性较好，向两侧变
差。古河流砂体可形成多类型圈：岩性圈闭油气
藏，地层－岩性圈闭油气藏以及构造岩性圈闭油
气藏。
我国中－新生代以陆相沉积为主，有不少油
气田与河流相砂体有关，如鄂尔多斯盆地的侏罗
系延安统砂岩中的油气分布，严格受河道砂体控
制。这类油气层渗透率高、砂层厚度大，可形成
高产油气田。
图3-14 曲流河相层序
第三节 湖泊沉积环境与相模式
湖泊是大陆上地形相对低洼的蓄水区，是沉积物堆积的重要场所。 在地质历史时期中，我国自中生代以来，湖泊沉积广泛发育，而且与石油矿产资源密切联系，因此，深入研究湖泊沉积具有重要的理论意义和现实意义。
一、湖泊类型
(1)、按盐度可分为：淡水湖＜0.1%，咸水湖0.1-3.5%，盐湖＞3.5%。
(2)、按沉积物性质可分为：①以陆源碎屑沉积为主的碎屑型湖泊； ②以碳酸盐，硫酸盐，氯盐和硼沉积为主的化学型湖泊。
二、湖泊沉积环境的特征
1、水动力条件
主要有湖浪和湖流作用，如青海湖通常波浪长15m ，波高1.5m ，浪基面＞20m 。
2、沉积作用
湖泊沉积作用一般受地形，物源，气候，生物，大地构造等的影响。
① 湖泊沉积环境与海洋沉积环境不同，湖泊周围地形复杂，导致物源和水动力条件变化很大，使沉积物的性质，厚度，砂体的形态以及分布等差异性很大。
② 由于一般湖泊面积较小，物源区的岩性，气候的冷热，干旱潮湿以及生物作用等都对沉积作用有直接的影响。
③ 大地构造作用是影响湖泊的发育及演化的一个很重要的因素，它决定湖盆的基本沉积类型及沉积相模式。如我国东部的各拉张裂谷盆地（亦称断陷盆地），断裂活动强烈，基底分割性强，沉降中心往往偏于一侧，反映沉积作用上表现为不对称性。
④ 东部的各拉张裂谷盆地（亦称断陷盆地）一般河流短而流急，三角洲规模小，不少沿岸沙坝分布于盆内隆起边缘，深凹一侧浊流沙体发育。
三、湖泊沉积相特征
1、碎屑湖泊相的亚相沉积（如图3-15）及相模式
(1)、湖成三角洲亚相
在河流入湖的河口处，由于流速降低，水流携带的沉积物便在河口处堆积下来，形成平面上呈三角形或舌状，剖面上呈透镜状的沉积体，称湖成三角洲。它与海成三角洲有许多共同之点。
（2）、滨湖亚相
位于洪水期水面与枯水期水面之间。以砂岩和粉砂岩为主，可见大型的交错层理、泥裂、雨痕沉积构造。可见湖浪带来的浅水生物如螺、蚌等。它们的壳体和碎片可堆积成生物滩。
（3）浅湖亚相
位于枯水期水面以下与波基面以上的
浅水地带。岩石类型以粉砂岩、粘土岩为
主，可夹少量化学岩。 陆源物质供应充分
时有呈透镜体状的细砂岩。层理主要为水
平层理、波状层理。水动力较强的浅湖区，
可见小型交错层理。本带生物化石丰富，
可堆积成生物滩。
图3-15 湖泊亚相剖面图
（4）、深湖亚相
位于波基面以下的静水区。主要为黑色或深灰色的粘土岩，有时可夹有少量的灰 岩、泥灰岩和油页岩。岩石的特点是粒度细、颜色深、有机质含量高。岩性、厚度稳定，分布广，易于对比。层理发育而单调．主要是细薄的水平层理、季节纹理。含分散状黄铁矿 。 深湖环境中还能出现湖底扇、深水重力流沉积，具有良好的储集条件。
理想的湖泊沉积模型呈环带状分布，从下到上为反旋回层序（如图3-16）。
图3-16 理想湖泊相组合
2、湖泊浊积岩沉积亚相及特征
浊流理论的研究始于湖泊浊流沉积，戴利（1930）将这一思想带入了海洋的研究，此后1961年鲍马通过对复理石的研究提出了“鲍马序列”（如图3-17）后浊流的研究取得了划时代的进展，并作为古浊流的鉴别标志。湖泊浊流发生的机理：三角洲前缘的水下滑塌作用有关；巨大的河流洪水作用有关；风暴浪作用有关；地震作用有关。
E 段：泥岩段，由块状泥岩组成，与下伏D 段呈
过渡关系。有时顶部分布有页岩或泥灰岩；
D 段：水平层理段（上部平行纹理段），由泥质粉砂
岩和粉砂质泥岩组成。具有清晰的水平层理。与下伏C
段界线清晰;
C 段:波状层理段（流水波状纹理段），由细砂岩和
粉砂岩组成。以发育小型波状层理为特征，有时见有包
卷层理。与下伏B 段呈突变接触；
B ：段为平行层理段（下部平行纹理段），由细砂或
中砂岩组成。与下伏A 段为渐变关系；
A 段：递变层理段或块状层理段，主要由砂岩组成，
底部含砾，向上粒度变细，反映浊流能量逐渐减弱的过
程。底面发育冲刷—充填构造。A 段厚度比其他岩相单
元厚度大，为递变悬浮沉积的产物。
图3-17 鲍马序列
3、盐湖沉积亚相及特征
盐湖沉积是主要发育在蒸发作用强烈而又缺乏淡水补给的干旱地区，由于盐湖处在地面上的水文地理低处。可将盐湖沉积分为三种。终年有水的永久盐湖沉积、季节性有水的盐湖沉积、干盐湖湖滩沉积 。
第四节 三角洲沉积环境及相模式
三角洲是指河流与海洋(或湖泊) 汇合处所形成的锥形沉积体。大多是指海陆过渡地区的三角洲，三角洲相属于海陆过渡相组，因此受河流的流水作用与海洋波浪、潮汐作用的控制（如图3-18）。
由于分支河道不断向海延伸，河床坡度减小，流速减缓，河床淤高，洪水季节洪流冲决天然堤，携带的物质在滨海平原或叉道间逐渐沉积下来形成决口扇，使三角洲在横向上由于河流的不断改道，摆动逐渐扩大。
图3-18 现代三角洲
一、根据河流与盆地水体的密度差，划分三种水流扩散方式。
1. 入流密度大于盆地水体，超入重流扩散，入流水沿盆地底部形成平面扩散的喷流，如浊流形成的海底扇沉积（如图3-19）。
2.入流密度等于盆地水体，称等入重流扩散，如河流进入洪水湖泊，发生三维混合，沉积呈辐射状扩散，而且形成典型的三角洲三层结构（如图3-20）。
3.入流密度小于盆地水体，称低入重流扩散，大部分海岸三角洲属此种类型，沉积物呈平面层流搬运（如图3-21）。
二、三角洲相亚相的类型及其特征
根据沉积环境和沉积特征，将三角洲划分为三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲三个亚相类型（如图3-22）。
1、三角洲平原（顶积层）亚相
是指形成三角洲沉积的河流沉积部分，可有如下微相： ①分流河道；②天然堤；③决口扇； ④洪泛湖泊；⑤支间沼泽等。
图3-19. 入流密度大于盆地水体
图3-20 入流密度等于盆地水体 图3-21 入流密度小于盆地水体
2、三角洲前缘（前积层）亚相
是指三角洲的典型沉积类型（三角洲的主体），可分为如下微相： ①水下分流河道；②河口沙坝；③远沙坝； ④分流间湾；⑤前缘席状砂。成分、结构成熟度高，沉积构造主要为各种交错层理、波状层理和生物有关的构造等。
3、前三角洲（底积层）亚相
前三角洲（底积层）亚相指滨外地区的细粒（泥质为主）沉积，是属于垂向加积的沉积体，属于典型的海（湖）相沉积（或水盆地沉积），可分为如下微相：①粉砂质淤泥（积）沉积； ②泥质淤泥（积）沉积。 该沉积区常出现滑塌沉积体，典型的沉积构造为变形层理、波纹层理、水平层理等。
图3-22 三角洲相亚相的类型
三、三角洲的成因类型及其特征
河流、波浪、潮汐对三角洲的形成起直接控制作用，按这三者的相对强度把三角洲划分为相应的成因类型。
W．E ．Galloway （1976) 根据上述三种作用的相对关系（如图3-23），分析了世界上一些代表性的三角洲，提出了三角洲的三端元分类。三角形三个单元分别代表了河流、波浪、潮汐作用为主的三角洲类型，分别称为河控三角洲，浪控三角洲和潮控三角洲 （如图3-24）。
1、河控三角洲
以河流作用为主，泥砂在河口区堆
积的速度远大于波浪所能改造的速度，
河流输入泥砂的数量比海水对沉积物改
造的能量要高得多，三角洲向海推进，
河道位置稳定而分流不多，各以不同方
向用不同速度向海延伸形成的建设性三
角洲。
黄河三角洲和滦河三角洲在平面
上呈扇形或半圆形，称朵形三角洲。密
西西比河三角洲在平面上形似鸟爪称鸟
足状或长形三角洲。
2、潮控三角洲
当海洋的作用增强，波浪、潮汐、
海流的能量等于或稍大于河流输入泥砂
的能力时，河流作用携带而来的泥
图3-23 三角洲分类 砂，经海洋水动力的改造、再沉积作用而成的三角洲，称破坏性三角洲。这类三角洲分布面积小，多为中、小型河流入海而成。
3、浪控三角洲
以波浪作用为主，其平面形态呈杂状由于波浪作用对河流带来沉积物的强烈改造作用，形成了典型的席状前缘砂体（海滩砂脊）。这些分选很好的海滩席状砂体，常见对称波浪及冲刷充填构造。是水盆地波浪作用的产物。
图3-24 三角洲主要类型
四、三角洲沉积相模式及其特征
三角洲主体沉积为砂体常由极细砂与粉砂或粉砂泥组成互层，是前缘亚相的重要特点；各种层理发育，生物遗迹丰富；常具有三层构造；具有逆序层序发育。
五、三角洲相组合及其与油气的关系
由于地壳运动河流改道引起三角洲的转移、沉陷、海水入侵，在三角洲的垂向剖面上形成建设相和破坏相交替出观的多旋回现象。
进积式三角洲沉积的层序由底向上是前三角洲泥— 三角洲前缘粉砂和砂 三角洲平原的粗粒河流和漫滩沼泽沉积。粒度由细变粗，呈反旋回性质这是三角洲沉积的重要特征。
三角洲沉积体中有大量的各种类型砂体，如前缘带的席状砂和河口砂坝，分选好，储油物性好，又最靠近前三角洲泥生油带，聚集油气最有利。其次是三角洲平原上的分流河道砂体，也能形成中小型油田。海进阶段形成的海相粘土夹层、三角洲平原上分流河道间的沼泽沉积都可作盖层。
另外，三角洲沉积速度很快，厚度大，区域性向海倾斜容易产生重力滑动，产生同生断层，断层下盘厚度大，常形成狭长形的滚动背斜，这些都是有利于油气聚集的构造条件。
第五节 海洋沉积环境─陆源碎屑海洋沉积环境及相模式
一、海相组的划分
海洋环境按海底地形特征和海水的深度可分为（图3-25）：①滨海：正常浪基面以上，又称海岸带；②浅海：正常浪基面以下，又称陆棚区, 水深100-500m ；③次深海：又称大陆斜坡，陆隆，水深1000-2000m ；④深海又称大洋盆地，水深＞3500m 。
二、陆源碎屑海岸沉积环境及相模式
1、无障壁海岸环境
海岸环境是指位于海水波浪基准面以上与最高涨潮线之间、紧邻陆地的滨浅海地带，包括
潮上带、潮间带和潮下带。海岸沉积环
境包括：海滩、潮坪、障壁岛、泻湖和
千尼尔平原等（如图3-26）。
海岸沉积环境可根据不同的原则进
行分类：①按沉积物的性质：陆源碎屑
沉积海岸、碳酸盐沉 积海岸、碳酸盐与
陆源碎屑混合沉积的海岸；②按水动力
条件：以波浪作用为主的海滩沉积海岸
以潮汐作用为主的潮坪沉积海岸；③按
地貌特征：有障壁的海岸、无障壁的海
岸。
2、有障壁海岸沉积环境及沉积微相
沿岸存在障壁地形（沙坝、沙洲、
生物礁或水下隆起等），近岸海域与广海
图3-25 海相组的划分 隔绝或部分隔绝，海水处于局限流通状态，则形成障壁海岸。障壁海岸亚环境包括障壁岛、泻湖、海岸萨布哈、潮汐通道、潮汐三角洲（不是潮控三角洲）、冲越扇、潮坪(如图3-26) 等。
在障壁面临广海的一侧，水动力条件与无障壁海岸相似，以波浪作用为主。在障壁面临大陆的一侧，水动力能量较低，以潮汐作用为主，海水的盐度不正常，可以咸化也可以淡化。 莱因森提出三种代表障壁岛海岸环境沉积的地层序列模式：海进(退积型) 模式、海退模式(进积型) 和堡岛—进潮口模式。其中以海退（进积型）陆源碎屑障壁海岸沉积海退模式最为常见。自下而上可划分为潮上带、潮间带和潮下带。
图3-26 无障壁海岸带沉积环境
图3-26有障壁海岸沉积环境
（1）、泻湖亚相
潮湿气候环境下，淡水注入，若注入量超过蒸发量，泻湖水面就会高出海水面，泻湖水经入潮口流向外海，淡水不断补给，海水不断的外流，使泻湖的淡化。淡化泻湖以暗色粉砂岩和粘土岩沉积为主，还有方解石、铁锰结核、硅质矿物及有机质。可产生黄铁矿、鲕绿泥石。生物种类单调，体小壳薄，常具畸形发展。交错层理不发育，常发育平缓的波状层理和水平层理。
干燥气候条件下，蒸发量大于年降雨量，导致泻湖水面降低到广海海面以下，海水不断从入潮口流入泻湖。泻湖内的水又不断蒸发，使泻湖水逐渐咸化。咸化泻湖以细粒碎屑沉积为主，并有盐渍化和石膏化的砂质粘土沉积，有时有石膏、硬石膏、芒硝、石盐等夹层，生物种属单凋，以腹足类、介形虫等广盐性生物化石为主，随着盐度增高，生物趋于绝迹。交错层理不发育，有时见石盐假晶、干裂和波痕等层面构造。
（2）、潮坪亚相
潮坪发育在具有明显的周期性潮汐作用的平缓海岸区，分布在泻湖的周围，海湾、障壁岛或砂坝的后面。潮坪沉积平行于海岸线分带。
（3）、障壁岛亚相
障壁岛、障壁滩、障壁砂坝均可构成泻湖的屏障。它们的地理位置和形态基本相同，只是高低大小不同。障壁岛比较高大，障壁滩较短较低，障壁砂坝更短更低。它们都和海岸线平行，都是由比较纯净而分选好的砂级颗粒沉积而成。
3、海岸沉积相与油气的关系
泻湖是良好的生油环境。在泻湖中，生物种类虽然单调但数量多，处在水体安静的低能环境，底部形成还原环境，有利于有机质的堆积和保存，有利于向石油的转化。障壁岛、海滩、砂坝等是有利的油气储集层各种海岸砂体粒度适中，分选好，岩性均一，横向上与泻湖、浅海等有利生油的相带相邻，有利于油气的储集。泻湖、潮坪广泛发育泥质岩类，是良好的盖层 有利的生、储、盖组合。由于海侵和海退的交替变化，使泻湖、潮坪、障壁岛相在垂向上有规律的变化，有利于形成完整的生、储、盖组合。
三、浅海环境及其沉积特征
浅海是浪基面以下向外海延伸的，平均水深一般在10-200m 的海域，宽由于海岸的迁移可达数百公里，浅海可分为边缘海域或陆缘海域和陆架域。
浅海的水动力包括波浪、洋流(离岸流) 、潮汐流及密度流(风暴碎屑流) 等。在正常情况下，浅海水流速度比较缓慢，对沉积物表面不会产生重大影响。强风暴时，强波浪能影响到海底，可使沉积物呈悬浮状态向海中搬运几十公里。正常气候时，开阔、平坦、平静、细粒、悬浮沉积，水平层理，生物丰富，保存完整(古生物化石多数在浅海保存) 。
1、浅海环境沉积特征
浅海沉积环境主要分为潮控陆棚沉积作用、浪控陆棚沉积作用。
潮控陆棚沉积作用主要出现在大潮差＞3-4m 。半封闭的海域，砂通过潮汐河口从陆地环境向陆棚补给形成许多平行的潮沙脊，与潮控三角洲和河口湾伴生，如北海南部潮沙脊高为
10-40m ，宽为1-2km ，长60km 脊线间隔为4-12km 。 砂体粒度向上变粗，所以与波浪作用形成的滨外沙坝相似。主要区别是潮沙脊具有双向流形成的沉积构造，在剖面结构向上变粗或向上变细的层序（如图3-27）。
浪控陆棚沉积作用主要出现在小潮差海域，海流主要是气象流（由波浪和风暴产生的水流），沉积物分选好，细-中粒席状砂岩，厚5-30cm ，最厚可达2m 。具有典型的浪成交错层理，常与泥岩和粉砂岩不规则互层（如图3-28）。在浪控陆棚中常出现风暴流沉积，是短暂的强风暴（飓风，台风）造成的，它使海平面升高，流量增大，波浪深度加深的一种强海流事件。其风暴掀起海底沉积物，并冲向和侵蚀海岸，然后产生向海流动的密度流，沉积物分布在风暴浪基面之上，在正常浪基面之下，夹在正常陆棚沉积之中，具有向上变细的层序。
图3-27 潮控沉积底形
图3-28 浪控沉积的理想成因
2、沉积相标志
陆棚沉积主要以泥岩、页岩、粉砂岩为主，与中、细粒砂岩不规则的互层。在泥岩中夹薄层粉砂岩，砂贝壳或生物碎屑灰岩，有丰富的窄盐度的底栖生物，如珊瑚、腕足、棘皮、苔藓虫、有孔虫等。化石保存和遗迹化石保存都很完整。
四、半深海和深海环境的地貌特征
半深海分布在大陆斜坡地带。水深约200米处的坡折点为大陆斜坡和陆棚的分界。大陆坡的平均坡度为4°，最大倾角可达20°。最大深度在1400—3000m 之间。
深海: 分布于深海平原或远洋盆地（平坦），平均深度4000米左右。由海底火山形成海山（可高出海底面1000米）、海丘（其突起程度较海山小）。
1、半深海主要沉积类型
青泥（兰色软泥）：还原条件沉积的青灰色或暗灰蓝色。由细粒陆源碎屑物组成(粉砂和粘土可占75%)，碳酸盐少于30%，并含有少量生物残骸。黄泥和红泥：黄泥和红泥是青泥的变种，仅是其陆源供应物不同而已。如中国黄海外的黄泥，是中国大陆黄土在大陆坡沉积而成；大西洋大陆坡上的红泥, 陆源碎屑10—25%，碳酸盐6—60%，细泥30—60%。绿泥：绿泥与青泥相似，其中含有较多的叶绿素和海绿石，还含有少量的长石、石英和云母。
2、深海沉积特征
深海中有三种基本不同的沉积环境：大陆斜坡沉积、海底扇（浊积扇）沉积、盆地平原（深海平原）沉积。
浊流是由沉积物混合而成的一种湍流（紊流），沉积物质点在其中保持悬浮状态。浊积岩是浊流的沉积物，它是一种特殊环境下形成的一套沉积物组合，而不是一种岩石类型的名称。浊积岩在宏观上成韵律层。浊积岩形成的过程中，在垂向上具有一定的内部构造层序——鲍马层序，鲍马层序有五个连续的构造段组成（如图3-29）。
等深流是由地球旋转形成热盐水循环底流的结果，这种底流是平行于海底等深线的稳定低速度流动（20cm/秒）的液体流。主要出现在深水的斜坡区，等深流对浊流和远洋、半远洋沉积物改造后形成的沉积物叫等深岩。它夹于浊积岩，半远或远洋岩中，呈不连续的透镜体，由粉砂质泥岩及细砂岩组成，可有水平纹层，沙纹交错层理，生物扰动构造，在垂向由泥质等深岩和砂质等深岩组成，一个完整的层序，从逆粒序变为正粒序。
图3-29 鲍马层序
放射虫硅质岩为远洋悬浮搬运和沉积，其中放射虫硅质岩是典型的一种类型。另外还有泥质岩（远洋红泥）、磷质岩、锰质岩等许多内源岩（如图3-30）。
图3-30放射虫硅质岩
第六节 碳酸盐岩沉积环境及相模式
一、海洋碳酸盐岩沉积环境特点
1、地理位置：
从现代海洋碳酸盐主要沉积于南北纬度30度之间。温暖浅海地带，即使是远洋碳酸盐沉积，也主要分布在南北纬度40度之间的海域。这说明碳酸盐沉积作用主要发生于热带及亚热带的海域中。
2. 沉积条件
碳酸盐沉积不仅需要适宜的气候，水温，而且还需要清水的环境，如加勒比海的三大碳酸盐滩，不但远离密西西比河三角洲地区，而且还远离由河流带入大量陆源碎屑的沿岸流地区。我国的南海诸岛也是这种环境。
3. 沉积特征
在现代陆棚上，大多数碳酸盐物质，基本上是有机成因的，它们直接是生物的碎屑，或是由生物本身营造的块体（礁体），更多是生物活动产物的副产品，如藻类进行光合作用所引起的灰泥沉积。
4. 影响因素
海水太深的地带，阳光不足，氧气不够，对藻类和底栖无脊椎动物生长不利，加之水压高，溶解的CO2多，CaCO3不易饱和，因此深水地区碳酸盐不会大量直接沉积。
二、碳酸盐沉积相的划分
浅海是碳酸盐沉积的主要场所，一般可把浅海划分为陆表海和陆缘海两个类型。陆缘海也可称作大陆边缘海，位于大陆边缘或陆棚边缘或大洋边缘，坡度较大、范围较小、深度较大的浅海。陆表海也称作内陆海、大陆海等，位于大陆内部或陆棚内部，低坡度、范围广阔、很浅的浅海。主要受潮汐作用，波浪作用不明显。在地质历史中，沉积碳酸盐的海大多是陆表海
1、按海水运动能量划分碳酸盐沉积相带
陆表海由于坡度缓、水浅、在相当大的范围内海水的循环受到限制，在海底的不同部位水动力条件不同，使沉积作用及沉积物均有差异。由海向陆，依能量的强弱，可划分出三个能量带，即远离海岸的X 带(低能带) 、稍近海岸的Y 带(高能带) 、靠近海岸的Z 带(低能带) （如图3-31）。
图3-31 陆表海的能量带
2、按海洋潮汐作用划分碳酸盐沉积相带
根据潮汐作用，划分出潮上、潮间和潮下三个沉积相带模式，其中潮下带又细分为局限潮下带和开阔潮下带（如图3-32）。
（1）、潮上带
在平均高潮面以上向岸延伸的广阔潮坪上形成的。主要由白云岩、白云质泥晶石灰岩、球粒泥晶石灰岩组成，还含少量膏盐矿物和少量陆源碎屑。
（2）、潮间带
位于平均高潮面和平均低潮面之间的潮汐平台上。潮间带的上部较长期出露水面，其主要构造特征与潮上带相似；潮间带的下部则经常被海水淹没，并遭受潮汐水流的冲刷，沉积物的再改造要比潮间带上部普遍得多。据此，潮间带可划分为上潮间带和下潮间带。
（3）潮下带
位于平均低潮面之下，浪基面之上的浅水地带。由于水流和波浪不停地作用于海底沉积物，属于高能带。
图3-32 海洋潮汐作用划分碳酸盐沉积相带
3、按地理分布划分碳酸盐沉积相带
威尔逊按地理分布规律，把碳酸盐海洋沉积划分为三个大沉积区九个相带（如图3-33）。从横切陆棚边缘的剖面，从海至陆九个相带依次是盆地相；开阔陆棚相，碳酸盐斜坡脚(盆地边缘) 相；前缘斜坡相；生物礁相；台地边缘浅滩相；开阔台地相；局限台地相；台地蒸发岩相。
（1）、盆地沉积区
沉积底面均位于浪底以下，水体能量小或呈静海 状态，为典型的低能带。沉积物以暗色细粒泥晶石 灰岩和页岩为主，分布面积广，横向变化稳定，剖 面上宽度可达几至数百英里。盆地沉积区与欧文的 远岸低能带和杨等的开阔海或深海带相当，是主要的生油区。
（2）、台地边缘沉积区
沉积底面位于浪底之上，水 体能量大，波浪作用强烈，属高能带。岩性以生物礁灰岩、生物碎屑灰岩、鲕粒灰岩、内碎屑灰岩为主。岩性横向变化迅速，剖面上宽度较窄，一般只1—2英里或稍宽。此区与潮下高能带相当，是油气的主要储集带。
（3）、台地沉积区
指碳酸盐台地区的泻湖、海湾、滨岸湖泊、潮坪和盐沼等地区。水体运动较弱，属低能带。此带宽度较大，有时因坡度变陡而窄，通常宽可达数百英里。岩性以细粒白云质泥晶石灰岩、泥晶石灰岩、白云岩及膏盐等蒸发岩为主。
图3-33 碳酸盐理想标准相带模式
沉积环境与沉积相
读书报告
学 院： 地球科学学院
专 业： 资源勘查工程
班 级：
学 号：
姓 名： 罗威
指导教师： 程日辉教授
2013 年 12 月
目 录
绪 论 ................................................. 1
第一章 沉积环境与沉积相概念 . ............................. 1
第一节 . 沉积环境概念 . .................................. 1
第二节 . 沉积相概念 . .................................... 2
第三节 . 沉积相分析原则 . ................................ 2
第二章 沉积环境与沉积相的标志 . ........................... 4
第一节 . 成分 . .......................................... 5
第二节 . 结构 . ......................... 错误！未定义书签。
第三节 . 构造 . .......................................... 8
第四节 . 生物 . ......................................... 14
第五节 . 剖面 . ......................................... 14
第六节 . 层序和层面 . ................................... 14
第三章 沉积环境与沉积相特征 . ............................ 15
第一节 . 冲积扇沉积环境与相模式 ........................ 15
第二节 . 河流沉积环境与相模式 .......................... 18
第三节 . 湖泊沉积环境与相模式 .......................... 23
第四节 . 三角洲沉积环境与相模式 ........................ 25
第五节 . 陆源碎屑海洋沉积环境与相模式 .................. 28
第六节 . 碳酸盐岩沉积环境及相模式 ...................... 33
绪论
沉积岩是组成岩石圈的三大岩石之一，它是在地壳表层条件之下由母岩的风化产物、生物来源物质、火山物质、宇宙物质组成，经过搬运作用、沉积作用和沉积后作用形成的岩石。 同岩浆岩的高温，高压相比，沉积岩形成于常温常压下。绝大多数的沉积作用是在水中进行的，大多数沉积物和沉积岩也是在水中形成的，水是母岩风化的主要营力，也是风化产物、宇宙物质等搬运和沉积的主要介质。生物和生物化学作用对于沉积物和沉积岩的形成有特殊的意义。沉积岩、岩浆岩与变质岩在成因上的关系（如图1）。
图1 沉积岩、岩浆岩与变质岩在成因上的关系
沉积环境和沉积相是沉积学的重要组成部分，有很强实践性、综合性、理论性，是恢复古环境、研究沉积地层层序结构、解释地震相、进行盆地分析和再造古地理的基础，对石油、天然气、煤等能源和许多金属非金属矿产资源的普查、勘探和开发具有重要意义。
地球表面约有75%的面积覆盖着沉积（物）岩。这个环境中蕴藏着大量的、种类繁多的、极其重要的矿产资源。这个环境与人类的生活环境也有着密切关系。
通过现代沉积物形成的环境、条件及其气候特征，对古代沉积岩形成环境进行推断。 “将今比古”从而定性描述到定量分析的研究，建立地质作用模式到深化沉积学理论的研究。
第一章 沉积环境和沉积相概念
第一节 沉积环境的概念
地质学所讲的“环境”是从地理学中引进的概念。地理学家把地球表面划分为若干个地理景观, 如山脉、河流、湖泊、沙漠、冰川、海洋等。这就是所谓的自然地理环境。
沉积学者所研究的是物质沉积时的自然地理环境，称之为沉积环境。
沉积环境通常是指沉积作用进行的自然地理环境。在地球表面不同的部分所发生的自然作用(物理的、化学的和生物的) 都是不同的，因此可以把地球表面区分为不同的自然地理单元，每一个单元即构成一种自然地理环境。暴露在地表的各种地质体，从遭受风化、剥蚀、搬运到沉积形成各种沉积物，自始至终都是在各种自然环境中进行的。沉积环境是由一系列环境条件组成的，包括：
（1）自然地理条件，包括海、陆、河、湖、沼泽、冰川、沙漠等的分布及地势的高低；
（2）气候条件，包括冷、热、干旱、潮湿；
（3）构造条件，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，包括介质的性质、运动方式与能量大小等；
（5）介质的地球化学条件，包括氧化还原电位、酸碱度及介质的含盐都等。
第二节 沉积相的概念
沉积学中的“相”或“沉积相”是地质学中的一个基本概念，然而也是—个长期有争议的概念。相这一概念是丹麦地质学家斯丹诺引入地质文献的，并认为是在一定地质历史时期内地表某一部分的全貌。1838年瑞士地质学家格列斯利开始把相的概念用于沉积岩研究中，当时格列斯利在研究瑞士西北部侏罗纪地层时，发现该地层在岩性和古生物面貌方面有极大的变化。于是，格列斯利就用“相”来描述这种变化。他认为地层单位的“相”的各种变化具有两个主要特点：一是岩性相似的地层单位必然具有相同的古生物组合；二是点是不同岩性的地层单位不可能具有同一属种的生物群。后来塞利（R.C 1976）又提出“相”的五个方面限定：沉积岩体的几何形态; 岩石特点; 古生物特点; 沉积构造特点; 古流相特点。
随着沉积学飞速的发展，人们对“相”也逐渐统一认识。当前国内外地质界多数人的认识是把“相”或”沉积相“看作是沉积环境的物质表现。在一定的沉积环境中进行着一定的沉积作用．并形成一定的沉积组合。沉积环境和沉积作用的各种特点，必然会在这些沉积产物中留下某些记录。这些记录表现为岩石组分、几何形态、结构、构造、生物化石等方面的差异。所以“相”应是能表明沉积条件的岩性特征和古生物特征的综合规律。
长期以来习惯用于海相、河流相和湖泊相等。就是“相”之前加以环境的名称。用这样的名称表示古环境的沉积特征。例如：用“海相”来表示古海洋环境所造成的沉积特征，包括岩性，古生物、古气候等，既一套沉积组合。用“河流相”来表示古河流环境所造成的沉积特征，包括岩性，古生物、古气候等，既一套沉积组合。
沉积相可以根据沉积岩原始物质的不同，分为碎屑岩沉积相与碳酸盐岩沉积相。前者以砂、粉砂、粘土等碎屑物质为主，沉积介质一浑水为特征，岩性以碎屑岩为主；后者以化学溶解物质为主，介质以清水为特征，岩性以碳酸盐为主。目前沉积相的分类通常以沉积环境占主导地位的自然地理条件为主要依据，并结合沉积动力、沉积的特征进行划分（如图1-1和表1-1）。
第三节 沉积相分析的原则
沉积相分析的原则探讨地层形成的自然地理环境，恢复再造沉积时期古地理面貌的基本方法。相分析的原则就是众所周知的“现实主义”原则。这个原则是莱伊尔在1830年的著名
专著《地质学原理》中详细论述的一个原则。其真正的涵义为：现在正在进行着的地质作用，也曾以基本相同的强度在整个地质时期发生过，古代的地质事件可以用今天所观察到的现象和作用加以解释。1905年盖基又提出“现代是打开过去的钥匙”的著名原则。在我国常将这个原则通俗地称为“将今论占”或“历史比较法”。需要指出的是，不应将现实主义原则与“均变论”等同。前者强调通过对现代地质作用的认识去分析判断古代曾发生过的地质作用，而后者是关于事物演化规律的一种观点。它强调事物发展的均变性，而忽视事物演化的突变性，与“突变论”是对立的。实际广事物发展即有均变的特点，也有突变的待点，二音是辩证的统一。这种辩证统—的性质在现代的地质作用如此，地质时期也如此。正是由于人们认识了现代地质过程的这种辩证统—规律，才能正确地解释和认识地质时期发生的地质过程。现实主义原则作为地质科学的一种方法论和基本原则，对沉积相分析和古地理研究尤为重要。
表1-1 沉积环境与沉积相的分类表
另外，需要特别指出的是：在应用现实主义原则时必须考虑到地质历史是发展的，各地质时期的地质作用方式和特点既有继承性也有变化性，即有连续性又有阶段性。例如，元古代的碳酸盐岩潮坪环境中曾有广泛的叠层石发育。而到显生宙时，同样是碳酸盐潮坪环境，但由于食藻类生物的出现，叠层石分布的范围和数量则大为缩小。又如，现代正处在更新世后海平面上升时期，我们可以比较容易地将现代滨岸地带的海侵剖面与古代海侵期的相应剖面进行对比，但对于地质时期中多次出现的海迟型剖面则难干找到现代的类比物。所以，我们在应用现实主义原则时．决不能简单地把今日的现象与古代完全等同看待，而必须根据多方面的事实进行历史的分析才能得出合乎逻辑的科学的解释。
总之．现实主义原则不仅是研究和恢复古代沉积环境的指导理论，而且为进一步发展沉积学和古地理学指出了一条正确选径。这就是为了能更准确地解释过去，必须加强对现代沉积境、沉积作用及其产物的研究。
第二章 沉积环境与沉积相的相标志
古代环境在地质历史记录中表现为沉积层的各种特征。这些特征就是特定的古代环境的物质表现（沉积岩石学的全部内容）。沉积层的各种特征： 成分（碎屑成分、填隙物及成岩物质等）、结构（成分的形态等岩石的微观特征）、构造（颜色、层理和层面等岩石的宏观特征）、 生物（种类、习性及遗迹）、定向性（特定的力学性质作用产物）、层序（形成、产出、演化和时间）、砂体形态大小等空间展布几何外形、剖面结构（宏观展布及韵律性）等。
第一节 成分
根据碎屑成分和矿物标型特征可以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，是物理风分化的残余物，是分析物源区岩石类型的直接依据。
一、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、成岩作用，在形成的碎屑中，能基本保留其组合特征（如表2-1）。
表2-1 各类岩石轻、重矿物组合
二、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（如图2-1）。
三、自生矿物
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
图2-1 石英标型特征与来源 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（即不是完全独立结晶的）。 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 。
四、粘土矿物:
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，一般为大陆环境；水云母、蒙脱石形成于中性或碱性介质中，多为海洋环境。
第二节 结构
沉积岩的结构是指碎屑颗粒本身的特点、填隙物特点以及碎屑和填隙物之间的关系, 结构类型如表2-2。
表2-2 沉积岩的结构类型
一、陆源碎屑结构
陆源碎屑结构主要由碎屑颗粒、化学胶结物和杂基三部分组成。结构的特征取决于颗粒的结构、胶结物(或基质) 的结构以及二者之间的量比和相互关系（如图2-2）。
1、圆度
圆度是指碎屑颗粒的棱和角被磨蚀圆化的程度，一般分四级：Ⅰ棱角状 颗粒具尖锐的棱角，原始形状基本未变或变化很小，说明碎屑未经搬运或搬运极近；Ⅱ次棱角状 碎屑颗粒的棱和角稍有磨蚀、尖角并不十分突出，一般说明碎屑经过了短距离搬运；Ⅲ次圆状 棱角有显著磨损，碎屑的原始轮廓还可看出，说明碎屑经过了较长距离的搬运；Ⅳ圆状 棱角已全磨圆，碎屑的原始轮廓已消失，说明碎屑经过了很长距离的搬运和磨损。
2、表面特征
碎屑颗粒的表面特征包括颗粒表
面的磨光度和显微刻蚀痕两方面。由
表面特征可判断搬运和沉积介质的性
质：若颗粒表面呈毛玻璃状的霜面可
能是风力搬运的；冰川搬运的砂砾常
有擦痕；浊流搬运的颗粒表面常带有
细小的刻痕。
3、化学胶结物
胶结物是碎屑颗粒间的化学沉淀
物质；通常是结晶的或非晶质的矿物，
在岩石中含量
用。主要的胶结类型有基底式胶结、
图2-2 陆源碎屑结构 孔隙式胶结、接触式胶结、悬挂式胶结、镶嵌式胶结（如图2-3）。
图2-3 不同胶结类型示意图，画斜线者为胶结物
1．基底式胶结；2．孔隙式胶结；3．接触式胶结；4．悬挂式胶结；5．镶嵌式胶结
4、杂基
杂基是
二、粒屑结构
机械作用形成的内源岩则具有“粒屑结构”, 颗粒类型主要有鲕粒、团粒、团块、骨粒（如图2-4）、内碎屑（如图2-5）、核形石等。
图2-4 骨粒 图2-5 内碎屑
三、泥质结构
主要由粒度
四、生物骨架结构
原地生长的造礁生物构成的岩石骨架常具生物骨架结构。 原地的群体生物化石构成岩石的坚固骨架，在骨架间充填灰泥杂基及胶结物、生物屑等，常构成各种抗浪的生态礁，称为骨架岩。
五、残余结构
各种原生结构的石灰岩经过强烈重结晶作用或白云石化作用，常具有明显的晶粒结构及石灰岩的各种残余原生结构。由交代作用形成的内源沉积岩常具交代残余结构。它是由于交代作用不彻底，原岩中的矿物成分或结构部分地保存下来、即成交代残余结构。
第三节 构造
沉积构造是沉积物的颜色、成分、结构的不均一性而形成的岩石宏观特征。其规模一般较大，多在野外露头上及岩芯中可直接进行观察和测量。根据其形成时间划分为:原生沉积构造和次生沉积构造。根据沉积构造的成因性质可分为三类:物理成因的沉积构造、化学成因的沉积构造、生物成因的沉积构造（如表2-3）。其中物理成因的层面构造和层理构造是沉积岩中最常见的构造，也是沉积岩识别的重要标志。 一、层面构造
沉积物表面由于流水、风、雨雪、生物等各种营力所形成的痕迹称为层面构造。常见有波痕、干裂、雨痕等。 1、波痕
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，波痕有很多的形成要素（如图2-6）。按成因分为流水的、浪成的和风成的三类。
流水波痕由单向水流造成。其形态不对称，迎流面缓，背流面陡。按规模通常又分为大型的与小型的两种类型。小型波痕的波长一般在4--60cm ，波高0.3～6cm 不等，波痕指数大于5，多数在8～15之间，沉积物粒度中值小于0.6～0.7mm 。小型波痕的波脊形态主要有直线状，弯
曲状和舌状三类，反映水动力条件依次由弱至强的变化。大型水流波痕（如图2-7）：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。
表2-3 沉积岩构造分类
图2-6 波痕形态要素
脊点（C, D）、谷点(A, B)、波长（L ）、波痕指数（L/H）、对称指数（L1/L2）
浪成波痕是由波浪的振荡运动形成的。浪成波痕的一个突出特征是波脊较为平直，浪成波痕通常按波脊的对称程度分为对称的与不对称的两类（如图2-8）。对称的浪成波痕，波脊尖锐、波谷圆滑，波长在0．9～200cm ，波高0.3～23cm ，波痕指数为6～7。波痕内部具叠覆状人字形纹层或浪成沙纹交错层。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。
图2-7 大型水流波痕 图2-8 浪成波痕（对称A 与不对称B ）
风成波痕一般具有平行的顺直波脊，波痕形态不对称，波长2.5～25cm ，波高0．5～1．0cm ，波痕指数在10～70以上。一般认为风成波痕的波痕指数与粒度成反比，与风速成正比，不对称指数与粒度成正比，与风速成反比(如图2-9) 。
2、泥裂
泥裂是含水的泥质或灰泥沉积物由于干缩或压实所产生的收缩裂隙（如图2-10）。在层面上呈不规则的多边形网状龟裂，在断面上呈尖端指向底部的V 字形。泥裂被埋藏后，常为上覆沉积物充填，因此，在上覆沉积层底板上可形成凸脊状印模。当泥裂切穿泥质层时，其上下岩层的沉积物都可充填进去，因而出现顶底都具有泥裂印模的现象。泥裂的多边形块体凹面通常向上，也有向下的。在很干燥的条件下，泥裂块可以破碎成碎片，甚至被搬运、磨蚀，形成各种形态的泥
图2-9 风成波痕 砾，有时可聚集成透镜体。 3、雨痕
雨痕是雨点滴在松软沉积物表面形成的小型冲击坑（如图2-11）。形态呈圆形或为椭圆形，坑的边沿略高于一般表面，形象粗糙。泡沫痕是泡沫状的水泡仔留在松软的泥质沉积物表面形成的半圆形浅坑，坑壁光滑，边沿没有隆起。泡沫痕一般成群出现，在一定范围内，大小相差很大。地层中保存的泡沫痕，主要是由浪花溅沫产生的，常见于间歇出露于地表的海滩，湖滨和潮坪沉积的层面。
图2-10泥裂 图2-11 雨痕
二、层理构造
沉积物沉积时岩石性质沿垂向变化而产生的层状构造。可通过矿物成分、颜色、粒度、形状、排列或填集方式的突变或渐变而显现出来。组成层理构造的单位包括：纹层（细层）、层系（单层）、层系组（层组）(如图2-12) 。 １、水平层理
由细粒的泥质或粉砂质的水平纹层组成的板状水平层系。其中的纹层因成分和颜色的变化彼此交替，层面平行或近于平行。这种层理是在环境比较安静的条件下，悬浮物从水库中缓慢沉降而成的（如图2-13）。
2、平行层理
平行层理细层以及细层与层系界面之间互相平行，但出现在粒度较粗的砂岩中，常伴有冲刷现象，它形成于急流、水浅的水流条件下（如图2-14）。
平行层理是急流动态的产物，由于流水的推移与冲刷，平坦床砂上可以形成一系列深度相当于颗粒大小的平行流水的纵向沟脊（剥离线理）。如果沿层面将层理剥开，由于纹层间粘结强度的不均一，层面上常出现沿线理方向展布的不规则条带。 3、交错层理
交错层理是指细层与层系界面呈角度相交的层理。根据层系界面的形态可将交错层理分为三种类型。
A 、板状交错层理：层系界面是彼此大致平行的平坦面（如图2-15）。
B 、楔状交错层理：二层系界面平坦，但不平行，层系因厚度变化呈楔状（如图2-16）。
图2-12 层理的类型及构造的单位 C 、槽状交错层理：二层系下界面呈
槽状或杓子状。
图2-13 水平层理 图2-14 平行层理
图2-15板状交错层理 图2-16 楔状交错层理
4、脉状层理、透镜状层理
这是一类复合型层理，沙纹形态都有良好的保存（如图2-18）。其中夹有泥质扁豆体的沙纹层称为压扁层理。泥质扁豆体主要保存在波谷，局部可以延展到波脊，但不连续。泥质层与沙纹层呈连续交替的层理称为波状层理。沙纹层在泥质沉积中呈不连续的透镜体分布的称为透镜状层理。最有利于形成上述层理的环境是具有潮汐周期作用的潮坪。在三角洲、湖泊以及浅海陆棚环境也很常见。
图2-17槽状交错层理
图2-18 脉状层理和透镜状层理
5、粒序层理
粒序层理又叫递变层理，是无明显的细层界线，整个层理表现为粒度的变化，即由下至上粒度由粗到细逐渐递变（如图2-19）。它是浊流的沉积特征。 正向递变层理：下粗上细，常见于浊流、河流、海滩、三角洲环境。韵律层理的成因很多，可以是由潮汐环境的周期变化形成，也可以是由气候的季节性变化形成的，即季节性韵律层理，也可以由浊流沉积形成。
图2-19 粒序层理
第四节 生物标志
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。
一、生物对水体深度的指示
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。
二、生物对底层性质的指示
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。
图2-20 遗迹化石与底层性质
第五节 剖面结构
因为环境是具有各自特殊的水动力作用的变化特征，在沉积剖面上表现出特定的岩性，结构，构造，冲刷面，生物等组合顺序，这就是剖面结构。单个岩层只能提供沉积时的个别条件。而剖面结构则可提供整个沉积环境特征以及它们随时间的发展和演化情况。
第六节 层序和界面
层序和界面是层序地层学（P.Vail,1977）研究的最基本单位，层序地层学是通过识别由海平面升降周期性变化，而所产生的沉积特征来划分对比地层、定年代和解释地层记录的新方法。
是地震地层学基础上发展起来的与沉积学、生物地层学和其它确定年代方法紧密结合的一门新兴地质学科。
它们通过其顶部和底部界面不整合或横向上可对比的整合来辨认。在沉积层序内单个的次级单元与沉积边界可以出现各种几何形态，这些几何形态可分两种，地层在其原始沉积面的侧向终止：1、沉积构成的上超，下超，顶超等，表明无沉积间断。2、侵蚀间断或者构造破坏作用有关的削载。沉积层序的边界对沉积层序确定和对比是极为重要。如不整合上、下地层的倾斜度和平行度，可判断地层界面的角度不整合，假整合（平行不整合）（如图2-21）等。 根据接触关系，在沉积层序的上、下边界的超覆或削载的层序边界可分为：上部边界、下部边界。沉积层序的边界对沉积层序确定和对比是极为重要。如不整合上、下地层的倾斜度和平行度，可判断地层界面的角度不整合，假整合（平行不整合）等。
层序内地层与层序不整合边界面的关系，是层序的地层学研究特别重要的内容。不整合面（地震剖面中的不整合反射）可以是侵蚀成因的（削截），也可以是沉积造成的（超失）。
超失是指地层在其原始沉积面的侧向终止。这种终止是有沉积作用造成的，包括上超、下超和顶超。削截也是指地层对沉积面的侧向终止，但它是有于侵蚀作用使已沉积的地层在横向上消失的结果，可作为侵蚀沉积间断的证据。
图2-21沉积层序的接触关系
A. 上部边界：1. 侵蚀削载；2. 顶超；3. 整合；B. 下部边界：1. 上超 ；2. 下超；3. 整合；
第三章沉积环境与沉积相
第一节冲积扇沉积环境与相模式
冲积扇泛指山区河流携带碎屑物质进入平原，在出口处，碎屑物堆积形成的半圆锥形或扇
形沉积体。
一、冲积扇的一般特点
冲积扇的岩石一般为红色，可见盐类（石膏、方解石）等 （干旱气候下）； 岩石粒度差别大（如图3-1），主要由沙、砾级碎屑物，可有漂砾级（>64cm)或含有机质的粉沙、泥质物；无海相生物化石；层理一般不发育，可见粒序层理和交错层理；可划分为扇根、扇中和扇端 亚相；物源充足时，形成向上变粗变厚的相序、平面相组合：物源区残积、坡积物相--扇--沉积区冲积平原或湖海区；砂体平面上为扇形、横剖面为透镜状，纵剖面为顶面下凹的透镜型。
图3-1 冲积扇岩石粒度直方图（多峰、粒度分散、分选差、杂基含量高）
二、冲积扇沉积作用类型 1、泥石流沉积
常出现在冲积扇根部。形态为：长舌状。沉积物为泥、砾、沙，粗碎屑分布不均，成分复杂；砾石分选、磨圆差；杂基支撑；沉积体内成层性不明显，多呈块状。泥石流沉积常与与水携沉积交互出现，因而在这两种沉积互层的的剖面上，泥石流沉积表现的非常明显，往往作为判断古冲积扇的重要标志。 2、辫状河道沉积
出现在冲积扇中部、也可发育在根部；沙体平面形态为辫状，纵剖面为长条形，横剖面为透镜状；沉积物为砾沙；具大型斜层理及明显的切割--充填构造，常见洪积层理。 3、片流（漫流）沉积
粘度较低的洪水流冲击沉积的一种，主要沉积类型为片状体的砂，粉砂和砾石质的沉积物。 一般分布在冲积扇底，它是从冲积扇河流末端漫出河床而形成的宽阔的浅水中沉积下来的，通常水深＜33cm 。沉积物分选中－好，常见交错层理，小型纹层或块状，产状常与透镜状砂体组成巨大的板状砂体。 4、筛余沉积（筛积物）
多分布于扇中部，由次棱角状粗块砾石组成；分选较好；粒间主要由砂粒物；颗粒支撑；岩体呈块状，无明显成层界限（如图3-2）。
图3-2 冲积扇剖面和沉积物分布 三、冲积扇的亚相类型
冲积扇相的沉积物组合特征，主要由沉积环境所决定。三种主要岩相为扇根、扇中、扇端（如图3-3）。扇根靠近山口，多为混杂砾岩或含砾泥岩，杂乱块状构造和洪积层理。由粒级变化而微显平行层理，但无明显层面。扇中为辫状河发育区，见大型的多层序的交错层理和洪积层理，砂层厚度变薄。扇端主要为洪水漫沉积的砂、粉砂、泥质沉积物。可见波状水平层理和块状层理，砂层厚度变薄。
四、冲积扇相与油气的关系 冲积扇沉积环境是陆上的充氧环境，所以它不利于有机质的保存，因此不是生油的环境。 但冲积扇相中的砂砾岩、粗砂岩有可能成为良好的油气储集层。我新疆克拉玛依油田中就有冲积扇砂、砾岩储集层形成的油藏。扇中的含砾砂岩胶结疏松、孔隙性、渗透性好，成为有效的产层。
图3-3 冲积扇亚相类型
第二节 河流沉积环境与相模式
河流可以按照不同的原则进行分类：① 按形态分类：瓣状河，顺直河，曲流河；② 按发育的时期分类：幼年期河流，壮年期河流，老年期河流； ③ 水动力状况分类：游荡性河流，叉流河流，曲流河流； ④ 按地形分类：山区河流，平原河流，海岸河流（如图3-4）。
图3-4 河流类型
一、辫状河
一般河道宽，水浅，坡降陡，流速急，泥沙负荷大，流量变化大，河道不稳定，具有明显的边界，以下切侵蚀作用为主，水流不断分叉、会合，致使心滩特别发育（如图3-5），少有河漫滩发育，沉积物粒度粗，成分，结构成熟度均差，主要为滚动总体含量可达50％-70％，悬浮总体占30％。
一、 辫状河流沉积类型
心滩沉积是辫状河流（游荡性
河流）的主要沉积单元，也称河
道沙坝。可分为三种类型：A. 纵
向沙坝-平行水流方向延伸；B. 横
向沙坝-垂直水流方向延伸；C. 斜
列沙坝-近于平行或垂直水流方
向延伸。
如图3-6中，①纵向沙坝与水
流（河道）方向平行的长形沙体，
是由平行于沙坝的单向水流形成
的，常见于砾石质辫状河流的端
部，其沉积物通常由粗粒的砂砾
图3-5 辫状河
物质组成。沙坝的上游端遭受侵
蚀，下游边缘接受沉积。主要由具板状交错层理的砾石和砂所组成。②横向沙坝：与水流方向垂直，位于河道变宽或深度部位，由水流发散和方向变化形成。在砂质辫状河中更为常见。上游一侧较宽，下游一侧为直的、朵状或弯曲的。发育板状交错层理，其前积纹层往往是高角度的。③斜向沙坝：长轴延伸方向与主水流流向斜交。在主河道弯曲、流量不对称时产生。沙坝的横断面大致呈三角形，并具有由滑动面或浅滩组成的下游沉积边缘。与纵向沙坝相似，当滑动面崩落或浅滩迁移时，可形成板状交错层理。如果沉积物很粗，则产生不明显的水平层理和角度极低的板状交错层理。
图3-6 辫状河砂坝类型
辫状河流边滩沉积、堤岸沉积、洪泛平原沉
积均不太发育。心滩沉积通常是比较粗的砂、砾
碎屑沉积组成，发育有大型槽状交错层理，大型
楔状交错层理，板状交错层理，层系底面常发育
有下切侵蚀冲刷构造发育，并有底砾岩。
二、辫状河流沉积相模式及其特征
辫状河流由于以下切侵蚀作用为主，形成心
滩，砂体呈透镜状体或带状分布；层序上表现为
明显的沉积旋回性，上部沉积细碎屑（泥或粉
砂），比例很小，通常没有堤岸沉积，而洪泛平
原沉积也很少，主要为粗碎屑沉积，粗细沉积厚
度比为4或5：1，有时比率更大；具有代表强水
动力的单向水流交错层理和代表水浅流急的层
理构造发育，如平行层理、大型槽状交错层理、
逆行沙波层理和底部冲刷面发育（如图3-7）。
图3-7 辫状河流的沉积模式
二、曲流河
河道窄而水深，坡降小，水流缓，流量变化小，河道稳定，以侧向侵蚀作用为主，凸岸形成边滩沉积，心滩不发育，河漫滩发育（如图3-8），并与边滩沉积构成典型的二元结构（3-9），沉积物为细砂、粉砂及泥质含量较高，成分、结构成熟度中等，主要为跳跃和悬浮总体，滚动总含量少。
图3-8 曲流河 图3-9 曲流河二元结构
1、曲流河流沉积类型及其特点
曲流河相可以划分为河床亚相、堤岸亚相、河漫亚相、牛轭湖亚相（如图3-10）。
图3-10 曲流河沉积环境模型
（1）河床亚相
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，类型丰富多样，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透镜状，底部具明显的冲刷界面。 河床亚相可划分为河床滞留沉积、边滩沉积。
河床滞留沉积以砾石为主，成分复杂。砾石呈
透镜状分布于河床最底部，心滩相和边滩相的下部。
与下部为冲刷接触。无层理构造。
边滩沉积以沙岩为主，成分复杂，长石含量高；
由下往上出现由粗至细的粒度或岩性韵律，具大型
槽状、板状、小型槽状交错层及上攀（爬升）波纹
交错层理（3-11）。
（2）堤岸亚相
垂向上，常发育在河床沉积的上部，相对河床
亚相而言，属顶层沉积。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。进一步
可分为天然堤和决口扇两个沉积微相。
天然堤沉积高于河床，并把河床与河漫滩分开。
天然堤主要由细砂岩、粉砂岩、泥岩组成，沉积物
较边滩沉积细，比河漫滩沉识粗．垂向上突出的特
点是位于河床沉积之上，细沙、粉沙、泥组成的薄
互层（如图3-12）。
图3-11 边滩沉积层理的垂向层序
决口扇沉积附属于河床之侧，与天然堤共生由细砂、
粉砂组成，粒度比天然堤沉积稍粗。有小型波状、交错
层理和水平层理，冲蚀与充填构造，见植物碎片。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。
（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，
地势低洼而平坦，由于它是洪水泛滥期间沉积物垂向加
积的结果，故又称泛滥盆地沉积。为粉砂岩和粘土岩为
主，粒度是河流沉积中最细的。垂向上位于河床或堤岸
亚相之上、属河 流顶层沉积组合。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。 河漫滩以粉沙、粘土沉积为主。波状层理和洪水
层理为主，可见水平层理。具有不对称波痕、干裂、雨
痕、植物碎片。河漫湖泊以粘土沉积为主，有粉沙出现
是河流相中最细的沉积。河漫沼泽以粘土沉积为主，有
粉沙出现，具泥炭沉积。
图3-12 天然堤层理垂向层序
（4）牛轭湖亚相
牛轭湖亚相是一种废弃河道的充填沉
积，牛轭湖形成有两种，分别为串沟截直和
径项截直（如图3-13）。串沟截直：一般形成
在曲流河的边滩中，沉积物为较粗的推移质
为主；. 径项截直：一般形成在曲流河中，沉
积物为较细的垂向加积的悬移质为主。
2、曲流河沉积相模式及其特征
由于曲流河沉积以侧向侵蚀及侧向加积
为主，形成边滩，砂体呈板状。层序的下部
沉积为不稳定的透镜状滞留砾岩和稳定的边
滩板状砂体组合，中部沉积为堤岸的薄层泥、
粉砂、细砂的互层组合，其上部沉积为河漫
滩（洪泛平原）的粉砂、泥组合。 层序向上：
图3-13牛轭湖形成有两种类型 层变薄，粒度变细，层理表现水动力变弱。层序顶部：常发育干裂、植物根、虫迹、钙质结核等构造。剖面具有明显的半韵律旋回性，冲刷面发育，粗细厚度比为1：1。
曲流河相层序（如图3-14）：① 冲刷面，滞
留沉积（砾石）； ② 大型槽状交错层理砂岩 ；
③ 边滩上部发育小型槽状交错层理，在边滩中
部可发育平行层理；④ 边滩顶部具有上攀波纹
交错层理 的粉砂岩；⑤ 泥岩具水平层理，常
有泥裂、钙质结核及陆生植物的根。
3、河流相砂体与油气的关系
古河流砂体平面上呈带状分布，以河床亚相
中边滩或心滩砂岩储油物性最好，向上逐渐变
差；横向上透镜体中部储油物性较好，向两侧变
差。古河流砂体可形成多类型圈：岩性圈闭油气
藏，地层－岩性圈闭油气藏以及构造岩性圈闭油
气藏。
我国中－新生代以陆相沉积为主，有不少油
气田与河流相砂体有关，如鄂尔多斯盆地的侏罗
系延安统砂岩中的油气分布，严格受河道砂体控
制。这类油气层渗透率高、砂层厚度大，可形成
高产油气田。
图3-14 曲流河相层序
第三节 湖泊沉积环境与相模式
湖泊是大陆上地形相对低洼的蓄水区，是沉积物堆积的重要场所。 在地质历史时期中，我国自中生代以来，湖泊沉积广泛发育，而且与石油矿产资源密切联系，因此，深入研究湖泊沉积具有重要的理论意义和现实意义。
一、湖泊类型
(1)、按盐度可分为：淡水湖＜0.1%，咸水湖0.1-3.5%，盐湖＞3.5%。
(2)、按沉积物性质可分为：①以陆源碎屑沉积为主的碎屑型湖泊； ②以碳酸盐，硫酸盐，氯盐和硼沉积为主的化学型湖泊。
二、湖泊沉积环境的特征
1、水动力条件
主要有湖浪和湖流作用，如青海湖通常波浪长15m ，波高1.5m ，浪基面＞20m 。
2、沉积作用
湖泊沉积作用一般受地形，物源，气候，生物，大地构造等的影响。
① 湖泊沉积环境与海洋沉积环境不同，湖泊周围地形复杂，导致物源和水动力条件变化很大，使沉积物的性质，厚度，砂体的形态以及分布等差异性很大。
② 由于一般湖泊面积较小，物源区的岩性，气候的冷热，干旱潮湿以及生物作用等都对沉积作用有直接的影响。
③ 大地构造作用是影响湖泊的发育及演化的一个很重要的因素，它决定湖盆的基本沉积类型及沉积相模式。如我国东部的各拉张裂谷盆地（亦称断陷盆地），断裂活动强烈，基底分割性强，沉降中心往往偏于一侧，反映沉积作用上表现为不对称性。
④ 东部的各拉张裂谷盆地（亦称断陷盆地）一般河流短而流急，三角洲规模小，不少沿岸沙坝分布于盆内隆起边缘，深凹一侧浊流沙体发育。
三、湖泊沉积相特征
1、碎屑湖泊相的亚相沉积（如图3-15）及相模式
(1)、湖成三角洲亚相
在河流入湖的河口处，由于流速降低，水流携带的沉积物便在河口处堆积下来，形成平面上呈三角形或舌状，剖面上呈透镜状的沉积体，称湖成三角洲。它与海成三角洲有许多共同之点。
（2）、滨湖亚相
位于洪水期水面与枯水期水面之间。以砂岩和粉砂岩为主，可见大型的交错层理、泥裂、雨痕沉积构造。可见湖浪带来的浅水生物如螺、蚌等。它们的壳体和碎片可堆积成生物滩。
（3）浅湖亚相
位于枯水期水面以下与波基面以上的
浅水地带。岩石类型以粉砂岩、粘土岩为
主，可夹少量化学岩。 陆源物质供应充分
时有呈透镜体状的细砂岩。层理主要为水
平层理、波状层理。水动力较强的浅湖区，
可见小型交错层理。本带生物化石丰富，
可堆积成生物滩。
图3-15 湖泊亚相剖面图
（4）、深湖亚相
位于波基面以下的静水区。主要为黑色或深灰色的粘土岩，有时可夹有少量的灰 岩、泥灰岩和油页岩。岩石的特点是粒度细、颜色深、有机质含量高。岩性、厚度稳定，分布广，易于对比。层理发育而单调．主要是细薄的水平层理、季节纹理。含分散状黄铁矿 。 深湖环境中还能出现湖底扇、深水重力流沉积，具有良好的储集条件。
理想的湖泊沉积模型呈环带状分布，从下到上为反旋回层序（如图3-16）。
图3-16 理想湖泊相组合
2、湖泊浊积岩沉积亚相及特征
浊流理论的研究始于湖泊浊流沉积，戴利（1930）将这一思想带入了海洋的研究，此后1961年鲍马通过对复理石的研究提出了“鲍马序列”（如图3-17）后浊流的研究取得了划时代的进展，并作为古浊流的鉴别标志。湖泊浊流发生的机理：三角洲前缘的水下滑塌作用有关；巨大的河流洪水作用有关；风暴浪作用有关；地震作用有关。
E 段：泥岩段，由块状泥岩组成，与下伏D 段呈
过渡关系。有时顶部分布有页岩或泥灰岩；
D 段：水平层理段（上部平行纹理段），由泥质粉砂
岩和粉砂质泥岩组成。具有清晰的水平层理。与下伏C
段界线清晰;
C 段:波状层理段（流水波状纹理段），由细砂岩和
粉砂岩组成。以发育小型波状层理为特征，有时见有包
卷层理。与下伏B 段呈突变接触；
B ：段为平行层理段（下部平行纹理段），由细砂或
中砂岩组成。与下伏A 段为渐变关系；
A 段：递变层理段或块状层理段，主要由砂岩组成，
底部含砾，向上粒度变细，反映浊流能量逐渐减弱的过
程。底面发育冲刷—充填构造。A 段厚度比其他岩相单
元厚度大，为递变悬浮沉积的产物。
图3-17 鲍马序列
3、盐湖沉积亚相及特征
盐湖沉积是主要发育在蒸发作用强烈而又缺乏淡水补给的干旱地区，由于盐湖处在地面上的水文地理低处。可将盐湖沉积分为三种。终年有水的永久盐湖沉积、季节性有水的盐湖沉积、干盐湖湖滩沉积 。
第四节 三角洲沉积环境及相模式
三角洲是指河流与海洋(或湖泊) 汇合处所形成的锥形沉积体。大多是指海陆过渡地区的三角洲，三角洲相属于海陆过渡相组，因此受河流的流水作用与海洋波浪、潮汐作用的控制（如图3-18）。
由于分支河道不断向海延伸，河床坡度减小，流速减缓，河床淤高，洪水季节洪流冲决天然堤，携带的物质在滨海平原或叉道间逐渐沉积下来形成决口扇，使三角洲在横向上由于河流的不断改道，摆动逐渐扩大。
图3-18 现代三角洲
一、根据河流与盆地水体的密度差，划分三种水流扩散方式。
1. 入流密度大于盆地水体，超入重流扩散，入流水沿盆地底部形成平面扩散的喷流，如浊流形成的海底扇沉积（如图3-19）。
2.入流密度等于盆地水体，称等入重流扩散，如河流进入洪水湖泊，发生三维混合，沉积呈辐射状扩散，而且形成典型的三角洲三层结构（如图3-20）。
3.入流密度小于盆地水体，称低入重流扩散，大部分海岸三角洲属此种类型，沉积物呈平面层流搬运（如图3-21）。
二、三角洲相亚相的类型及其特征
根据沉积环境和沉积特征，将三角洲划分为三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲三个亚相类型（如图3-22）。
1、三角洲平原（顶积层）亚相
是指形成三角洲沉积的河流沉积部分，可有如下微相： ①分流河道；②天然堤；③决口扇； ④洪泛湖泊；⑤支间沼泽等。
图3-19. 入流密度大于盆地水体
图3-20 入流密度等于盆地水体 图3-21 入流密度小于盆地水体
2、三角洲前缘（前积层）亚相
是指三角洲的典型沉积类型（三角洲的主体），可分为如下微相： ①水下分流河道；②河口沙坝；③远沙坝； ④分流间湾；⑤前缘席状砂。成分、结构成熟度高，沉积构造主要为各种交错层理、波状层理和生物有关的构造等。
3、前三角洲（底积层）亚相
前三角洲（底积层）亚相指滨外地区的细粒（泥质为主）沉积，是属于垂向加积的沉积体，属于典型的海（湖）相沉积（或水盆地沉积），可分为如下微相：①粉砂质淤泥（积）沉积； ②泥质淤泥（积）沉积。 该沉积区常出现滑塌沉积体，典型的沉积构造为变形层理、波纹层理、水平层理等。
图3-22 三角洲相亚相的类型
三、三角洲的成因类型及其特征
河流、波浪、潮汐对三角洲的形成起直接控制作用，按这三者的相对强度把三角洲划分为相应的成因类型。
W．E ．Galloway （1976) 根据上述三种作用的相对关系（如图3-23），分析了世界上一些代表性的三角洲，提出了三角洲的三端元分类。三角形三个单元分别代表了河流、波浪、潮汐作用为主的三角洲类型，分别称为河控三角洲，浪控三角洲和潮控三角洲 （如图3-24）。
1、河控三角洲
以河流作用为主，泥砂在河口区堆
积的速度远大于波浪所能改造的速度，
河流输入泥砂的数量比海水对沉积物改
造的能量要高得多，三角洲向海推进，
河道位置稳定而分流不多，各以不同方
向用不同速度向海延伸形成的建设性三
角洲。
黄河三角洲和滦河三角洲在平面
上呈扇形或半圆形，称朵形三角洲。密
西西比河三角洲在平面上形似鸟爪称鸟
足状或长形三角洲。
2、潮控三角洲
当海洋的作用增强，波浪、潮汐、
海流的能量等于或稍大于河流输入泥砂
的能力时，河流作用携带而来的泥
图3-23 三角洲分类 砂，经海洋水动力的改造、再沉积作用而成的三角洲，称破坏性三角洲。这类三角洲分布面积小，多为中、小型河流入海而成。
3、浪控三角洲
以波浪作用为主，其平面形态呈杂状由于波浪作用对河流带来沉积物的强烈改造作用，形成了典型的席状前缘砂体（海滩砂脊）。这些分选很好的海滩席状砂体，常见对称波浪及冲刷充填构造。是水盆地波浪作用的产物。
图3-24 三角洲主要类型
四、三角洲沉积相模式及其特征
三角洲主体沉积为砂体常由极细砂与粉砂或粉砂泥组成互层，是前缘亚相的重要特点；各种层理发育，生物遗迹丰富；常具有三层构造；具有逆序层序发育。
五、三角洲相组合及其与油气的关系
由于地壳运动河流改道引起三角洲的转移、沉陷、海水入侵，在三角洲的垂向剖面上形成建设相和破坏相交替出观的多旋回现象。
进积式三角洲沉积的层序由底向上是前三角洲泥— 三角洲前缘粉砂和砂 三角洲平原的粗粒河流和漫滩沼泽沉积。粒度由细变粗，呈反旋回性质这是三角洲沉积的重要特征。
三角洲沉积体中有大量的各种类型砂体，如前缘带的席状砂和河口砂坝，分选好，储油物性好，又最靠近前三角洲泥生油带，聚集油气最有利。其次是三角洲平原上的分流河道砂体，也能形成中小型油田。海进阶段形成的海相粘土夹层、三角洲平原上分流河道间的沼泽沉积都可作盖层。
另外，三角洲沉积速度很快，厚度大，区域性向海倾斜容易产生重力滑动，产生同生断层，断层下盘厚度大，常形成狭长形的滚动背斜，这些都是有利于油气聚集的构造条件。
第五节 海洋沉积环境─陆源碎屑海洋沉积环境及相模式
一、海相组的划分
海洋环境按海底地形特征和海水的深度可分为（图3-25）：①滨海：正常浪基面以上，又称海岸带；②浅海：正常浪基面以下，又称陆棚区, 水深100-500m ；③次深海：又称大陆斜坡，陆隆，水深1000-2000m ；④深海又称大洋盆地，水深＞3500m 。
二、陆源碎屑海岸沉积环境及相模式
1、无障壁海岸环境
海岸环境是指位于海水波浪基准面以上与最高涨潮线之间、紧邻陆地的滨浅海地带，包括
潮上带、潮间带和潮下带。海岸沉积环
境包括：海滩、潮坪、障壁岛、泻湖和
千尼尔平原等（如图3-26）。
海岸沉积环境可根据不同的原则进
行分类：①按沉积物的性质：陆源碎屑
沉积海岸、碳酸盐沉 积海岸、碳酸盐与
陆源碎屑混合沉积的海岸；②按水动力
条件：以波浪作用为主的海滩沉积海岸
以潮汐作用为主的潮坪沉积海岸；③按
地貌特征：有障壁的海岸、无障壁的海
岸。
2、有障壁海岸沉积环境及沉积微相
沿岸存在障壁地形（沙坝、沙洲、
生物礁或水下隆起等），近岸海域与广海
图3-25 海相组的划分 隔绝或部分隔绝，海水处于局限流通状态，则形成障壁海岸。障壁海岸亚环境包括障壁岛、泻湖、海岸萨布哈、潮汐通道、潮汐三角洲（不是潮控三角洲）、冲越扇、潮坪(如图3-26) 等。
在障壁面临广海的一侧，水动力条件与无障壁海岸相似，以波浪作用为主。在障壁面临大陆的一侧，水动力能量较低，以潮汐作用为主，海水的盐度不正常，可以咸化也可以淡化。 莱因森提出三种代表障壁岛海岸环境沉积的地层序列模式：海进(退积型) 模式、海退模式(进积型) 和堡岛—进潮口模式。其中以海退（进积型）陆源碎屑障壁海岸沉积海退模式最为常见。自下而上可划分为潮上带、潮间带和潮下带。
图3-26 无障壁海岸带沉积环境
图3-26有障壁海岸沉积环境
（1）、泻湖亚相
潮湿气候环境下，淡水注入，若注入量超过蒸发量，泻湖水面就会高出海水面，泻湖水经入潮口流向外海，淡水不断补给，海水不断的外流，使泻湖的淡化。淡化泻湖以暗色粉砂岩和粘土岩沉积为主，还有方解石、铁锰结核、硅质矿物及有机质。可产生黄铁矿、鲕绿泥石。生物种类单调，体小壳薄，常具畸形发展。交错层理不发育，常发育平缓的波状层理和水平层理。
干燥气候条件下，蒸发量大于年降雨量，导致泻湖水面降低到广海海面以下，海水不断从入潮口流入泻湖。泻湖内的水又不断蒸发，使泻湖水逐渐咸化。咸化泻湖以细粒碎屑沉积为主，并有盐渍化和石膏化的砂质粘土沉积，有时有石膏、硬石膏、芒硝、石盐等夹层，生物种属单凋，以腹足类、介形虫等广盐性生物化石为主，随着盐度增高，生物趋于绝迹。交错层理不发育，有时见石盐假晶、干裂和波痕等层面构造。
（2）、潮坪亚相
潮坪发育在具有明显的周期性潮汐作用的平缓海岸区，分布在泻湖的周围，海湾、障壁岛或砂坝的后面。潮坪沉积平行于海岸线分带。
（3）、障壁岛亚相
障壁岛、障壁滩、障壁砂坝均可构成泻湖的屏障。它们的地理位置和形态基本相同，只是高低大小不同。障壁岛比较高大，障壁滩较短较低，障壁砂坝更短更低。它们都和海岸线平行，都是由比较纯净而分选好的砂级颗粒沉积而成。
3、海岸沉积相与油气的关系
泻湖是良好的生油环境。在泻湖中，生物种类虽然单调但数量多，处在水体安静的低能环境，底部形成还原环境，有利于有机质的堆积和保存，有利于向石油的转化。障壁岛、海滩、砂坝等是有利的油气储集层各种海岸砂体粒度适中，分选好，岩性均一，横向上与泻湖、浅海等有利生油的相带相邻，有利于油气的储集。泻湖、潮坪广泛发育泥质岩类，是良好的盖层 有利的生、储、盖组合。由于海侵和海退的交替变化，使泻湖、潮坪、障壁岛相在垂向上有规律的变化，有利于形成完整的生、储、盖组合。
三、浅海环境及其沉积特征
浅海是浪基面以下向外海延伸的，平均水深一般在10-200m 的海域，宽由于海岸的迁移可达数百公里，浅海可分为边缘海域或陆缘海域和陆架域。
浅海的水动力包括波浪、洋流(离岸流) 、潮汐流及密度流(风暴碎屑流) 等。在正常情况下，浅海水流速度比较缓慢，对沉积物表面不会产生重大影响。强风暴时，强波浪能影响到海底，可使沉积物呈悬浮状态向海中搬运几十公里。正常气候时，开阔、平坦、平静、细粒、悬浮沉积，水平层理，生物丰富，保存完整(古生物化石多数在浅海保存) 。
1、浅海环境沉积特征
浅海沉积环境主要分为潮控陆棚沉积作用、浪控陆棚沉积作用。
潮控陆棚沉积作用主要出现在大潮差＞3-4m 。半封闭的海域，砂通过潮汐河口从陆地环境向陆棚补给形成许多平行的潮沙脊，与潮控三角洲和河口湾伴生，如北海南部潮沙脊高为
10-40m ，宽为1-2km ，长60km 脊线间隔为4-12km 。 砂体粒度向上变粗，所以与波浪作用形成的滨外沙坝相似。主要区别是潮沙脊具有双向流形成的沉积构造，在剖面结构向上变粗或向上变细的层序（如图3-27）。
浪控陆棚沉积作用主要出现在小潮差海域，海流主要是气象流（由波浪和风暴产生的水流），沉积物分选好，细-中粒席状砂岩，厚5-30cm ，最厚可达2m 。具有典型的浪成交错层理，常与泥岩和粉砂岩不规则互层（如图3-28）。在浪控陆棚中常出现风暴流沉积，是短暂的强风暴（飓风，台风）造成的，它使海平面升高，流量增大，波浪深度加深的一种强海流事件。其风暴掀起海底沉积物，并冲向和侵蚀海岸，然后产生向海流动的密度流，沉积物分布在风暴浪基面之上，在正常浪基面之下，夹在正常陆棚沉积之中，具有向上变细的层序。
图3-27 潮控沉积底形
图3-28 浪控沉积的理想成因
2、沉积相标志
陆棚沉积主要以泥岩、页岩、粉砂岩为主，与中、细粒砂岩不规则的互层。在泥岩中夹薄层粉砂岩，砂贝壳或生物碎屑灰岩，有丰富的窄盐度的底栖生物，如珊瑚、腕足、棘皮、苔藓虫、有孔虫等。化石保存和遗迹化石保存都很完整。
四、半深海和深海环境的地貌特征
半深海分布在大陆斜坡地带。水深约200米处的坡折点为大陆斜坡和陆棚的分界。大陆坡的平均坡度为4°，最大倾角可达20°。最大深度在1400—3000m 之间。
深海: 分布于深海平原或远洋盆地（平坦），平均深度4000米左右。由海底火山形成海山（可高出海底面1000米）、海丘（其突起程度较海山小）。
1、半深海主要沉积类型
青泥（兰色软泥）：还原条件沉积的青灰色或暗灰蓝色。由细粒陆源碎屑物组成(粉砂和粘土可占75%)，碳酸盐少于30%，并含有少量生物残骸。黄泥和红泥：黄泥和红泥是青泥的变种，仅是其陆源供应物不同而已。如中国黄海外的黄泥，是中国大陆黄土在大陆坡沉积而成；大西洋大陆坡上的红泥, 陆源碎屑10—25%，碳酸盐6—60%，细泥30—60%。绿泥：绿泥与青泥相似，其中含有较多的叶绿素和海绿石，还含有少量的长石、石英和云母。
2、深海沉积特征
深海中有三种基本不同的沉积环境：大陆斜坡沉积、海底扇（浊积扇）沉积、盆地平原（深海平原）沉积。
浊流是由沉积物混合而成的一种湍流（紊流），沉积物质点在其中保持悬浮状态。浊积岩是浊流的沉积物，它是一种特殊环境下形成的一套沉积物组合，而不是一种岩石类型的名称。浊积岩在宏观上成韵律层。浊积岩形成的过程中，在垂向上具有一定的内部构造层序——鲍马层序，鲍马层序有五个连续的构造段组成（如图3-29）。
等深流是由地球旋转形成热盐水循环底流的结果，这种底流是平行于海底等深线的稳定低速度流动（20cm/秒）的液体流。主要出现在深水的斜坡区，等深流对浊流和远洋、半远洋沉积物改造后形成的沉积物叫等深岩。它夹于浊积岩，半远或远洋岩中，呈不连续的透镜体，由粉砂质泥岩及细砂岩组成，可有水平纹层，沙纹交错层理，生物扰动构造，在垂向由泥质等深岩和砂质等深岩组成，一个完整的层序，从逆粒序变为正粒序。
图3-29 鲍马层序
放射虫硅质岩为远洋悬浮搬运和沉积，其中放射虫硅质岩是典型的一种类型。另外还有泥质岩（远洋红泥）、磷质岩、锰质岩等许多内源岩（如图3-30）。
图3-30放射虫硅质岩
第六节 碳酸盐岩沉积环境及相模式
一、海洋碳酸盐岩沉积环境特点
1、地理位置：
从现代海洋碳酸盐主要沉积于南北纬度30度之间。温暖浅海地带，即使是远洋碳酸盐沉积，也主要分布在南北纬度40度之间的海域。这说明碳酸盐沉积作用主要发生于热带及亚热带的海域中。
2. 沉积条件
碳酸盐沉积不仅需要适宜的气候，水温，而且还需要清水的环境，如加勒比海的三大碳酸盐滩，不但远离密西西比河三角洲地区，而且还远离由河流带入大量陆源碎屑的沿岸流地区。我国的南海诸岛也是这种环境。
3. 沉积特征
在现代陆棚上，大多数碳酸盐物质，基本上是有机成因的，它们直接是生物的碎屑，或是由生物本身营造的块体（礁体），更多是生物活动产物的副产品，如藻类进行光合作用所引起的灰泥沉积。
4. 影响因素
海水太深的地带，阳光不足，氧气不够，对藻类和底栖无脊椎动物生长不利，加之水压高，溶解的CO2多，CaCO3不易饱和，因此深水地区碳酸盐不会大量直接沉积。
二、碳酸盐沉积相的划分
浅海是碳酸盐沉积的主要场所，一般可把浅海划分为陆表海和陆缘海两个类型。陆缘海也可称作大陆边缘海，位于大陆边缘或陆棚边缘或大洋边缘，坡度较大、范围较小、深度较大的浅海。陆表海也称作内陆海、大陆海等，位于大陆内部或陆棚内部，低坡度、范围广阔、很浅的浅海。主要受潮汐作用，波浪作用不明显。在地质历史中，沉积碳酸盐的海大多是陆表海
1、按海水运动能量划分碳酸盐沉积相带
陆表海由于坡度缓、水浅、在相当大的范围内海水的循环受到限制，在海底的不同部位水动力条件不同，使沉积作用及沉积物均有差异。由海向陆，依能量的强弱，可划分出三个能量带，即远离海岸的X 带(低能带) 、稍近海岸的Y 带(高能带) 、靠近海岸的Z 带(低能带) （如图3-31）。
图3-31 陆表海的能量带
2、按海洋潮汐作用划分碳酸盐沉积相带
根据潮汐作用，划分出潮上、潮间和潮下三个沉积相带模式，其中潮下带又细分为局限潮下带和开阔潮下带（如图3-32）。
（1）、潮上带
在平均高潮面以上向岸延伸的广阔潮坪上形成的。主要由白云岩、白云质泥晶石灰岩、球粒泥晶石灰岩组成，还含少量膏盐矿物和少量陆源碎屑。
（2）、潮间带
位于平均高潮面和平均低潮面之间的潮汐平台上。潮间带的上部较长期出露水面，其主要构造特征与潮上带相似；潮间带的下部则经常被海水淹没，并遭受潮汐水流的冲刷，沉积物的再改造要比潮间带上部普遍得多。据此，潮间带可划分为上潮间带和下潮间带。
（3）潮下带
位于平均低潮面之下，浪基面之上的浅水地带。由于水流和波浪不停地作用于海底沉积物，属于高能带。
图3-32 海洋潮汐作用划分碳酸盐沉积相带
3、按地理分布划分碳酸盐沉积相带
威尔逊按地理分布规律，把碳酸盐海洋沉积划分为三个大沉积区九个相带（如图3-33）。从横切陆棚边缘的剖面，从海至陆九个相带依次是盆地相；开阔陆棚相，碳酸盐斜坡脚(盆地边缘) 相；前缘斜坡相；生物礁相；台地边缘浅滩相；开阔台地相；局限台地相；台地蒸发岩相。
（1）、盆地沉积区
沉积底面均位于浪底以下，水体能量小或呈静海 状态，为典型的低能带。沉积物以暗色细粒泥晶石 灰岩和页岩为主，分布面积广，横向变化稳定，剖 面上宽度可达几至数百英里。盆地沉积区与欧文的 远岸低能带和杨等的开阔海或深海带相当，是主要的生油区。
（2）、台地边缘沉积区
沉积底面位于浪底之上，水 体能量大，波浪作用强烈，属高能带。岩性以生物礁灰岩、生物碎屑灰岩、鲕粒灰岩、内碎屑灰岩为主。岩性横向变化迅速，剖面上宽度较窄，一般只1—2英里或稍宽。此区与潮下高能带相当，是油气的主要储集带。
（3）、台地沉积区
指碳酸盐台地区的泻湖、海湾、滨岸湖泊、潮坪和盐沼等地区。水体运动较弱，属低能带。此带宽度较大，有时因坡度变陡而窄，通常宽可达数百英里。岩性以细粒白云质泥晶石灰岩、泥晶石灰岩、白云岩及膏盐等蒸发岩为主。
图3-33 碳酸盐理想标准相带模式