1、 1 沉积 岩 岩石学 讲义 01 第二篇 沉 积 岩 第 七 章 总 论 7 1、 概述 1、沉积岩的定义 沉积岩是在地壳表层常温常压条件下，由风化产物、深部来源物质、有机物及少量宇宙物质，经搬运、沉积和成岩等一系列地质作用而形成的层状岩石。 2、 沉积岩的形成条件 是在地表或离地表不太深的地带，有丰富的水、氧、二氧化碳和生物参加的条件下形成的。太阳能以及由太阳能转化的生物能和机械能均起着直接的作用。另一方面，由地球内部所引起的地壳构造运动，直接控制了侵蚀区和沉积区的分布，地貌条件也为沉积岩的形成提供了必要的条件。 3、 沉积岩的 分布 特征 沉积岩在地壳表层分布很广，点陆地面积的 75，而
2、海底几乎全部为沉积物覆盖；但以体积而言，沉积岩仅点岩石圈体积的 5，故在地表沉积岩是最常见的一类岩石。 沉积岩中分布最广的是泥质岩、砂岩和碳酸盐岩，它们点沉积岩总量的 98 99，其余的沉积岩和沉积矿产仅点 1 2。 4、 研究沉积岩的意义 （ 1）、 矿产方面的意义 ，在沉积岩中蕴藏着大量矿产，不仅矿种多，而且储量大。 1953 年的统计，世界资源总含量的 75 85是沉积和沉积变质成因的。可燃有机矿产（石油、天然气、油页岩和煤）及盐类矿产几乎全 为沉积成因的 ；铁、锰、铝、磷、放射性金属及铜、铅、锌、汞、锑等矿产，多属沉积成因或与沉积岩有成因关系。很多沉积岩本身就是矿产（如建筑、耐火材料、
3、冶金熔剂、水泥及玻璃原料等）。 （ 2）、 沉积物和沉积岩对地下水资源的开发利用，对工程建设的规划和设计有密切的关系。 （ 3）、 理论意义，是研究地球发展、演变、生命起源和进化的宝贵资料。因为 沉积岩在地质历史中延续时间长，地壳中岩石最老年龄为 46 亿年，而沉积岩最老年龄是 36 亿年，其中有生命记载的岩石年龄为 31亿年。 7 2、沉积岩的形成及演化过程 沉积岩的形成过程可概括为 如下几个阶段：沉积岩原始物质的形成阶段（沉积物质的来源）； 沉积岩原始物质的搬运和沉积阶段； 沉积物的同生、成岩作用阶段和 沉积岩的后生作用阶段。 7 2 1、 沉积物质的形成 一、组成沉积岩的原始物质的来源
4、组成沉积岩的原始物质的来源有四类，分别是： 1 母岩风化作用形成的沉积物 陆源碎屑及粘土物质； 2 生物成因的沉积物 生物残骸及有机物质； 3 深部来源的物质 火山碎屑物、深部来源的卤水、温泉水、喷气物质2 等； 4 宇宙来源的物质 陨石及宇宙尘埃。 其中以母岩风化作用形成的沉积物最为重要，因此我 们就重点介绍母岩风化作用形成的沉积物。 二、母岩的风化 （一） 、 风化作用的概念 风化作用：地壳表层的岩石，在水、空气、太阳能以及生物的作用和影响下，发生机械破碎和化学变化的作用。 （二） 、 风化作用的类型 按风化作用营力以及原岩变化特点，风化作用可分为物理风化作用、化学风化作用和生物风化作用。
5、 1 物理风化作用 使母岩发生机械破碎，而化学成分极少或根本不变化的风化作用。 引起物理风化的主要因素是温度的变化，其次是盐晶作用、冰劈作用、植物的根劈作用、动物的钻孔活动、重力作用、应力效应以及水、风和冰川的机械破坏作 用。 物理风化作用主要发生于严寒的极地、气候干燥、温度变化强烈的干旱气候区，永久积雪的高山区等。 其产物主要是碎屑物质。 2 化学风化作用 不仅使母岩破碎，而且其矿物成分和化学成分也发生本质的改变，直至形成在地表条件下稳定的矿物组合的过程。 引起化学风化的主要因素是氧、水、二氧化碳、有机酸等。 其作用方式主要有：氧化作用、水解作用、水化（水合）作用、酸的作用（碳酸盐化）、生物
6、化学分解作用、胶体作用及离子交换反应。 其产物包括碎屑物质、粘土物质（以化学残余物质为主， 也有部分粘土物质是机械磨蚀的碎屑物质） 和溶解 物质 。 3 生物风化作用 生物对岩石、矿物产生机械和化学的破坏作用。 生物对母岩的破坏方式既有机械作用（如根劈作用），也有生物化学作用（如植物、细菌分泌的有机酸对岩石的腐蚀作用），既有直接的也有间接的。 生物风化作用可发生在任何地区，但以生物繁多、植被发育的温湿地区最强烈。生物特别是微生物的化学风化作用是很强烈的，它不仅可腐蚀和分解岩石，并能从母岩中吸取某些物质，转化为有机化合物，对某些金属矿床的形成也有一定的意义。 三 、 主要造岩矿物和岩石在 风化
7、过程中的变化 造岩矿物在风化过程中的稳定性取决于两方面的因素： 首先是内因，即造岩矿物对化学风化的稳定程度决定于它的化学成分和内部结构，对物理风化的稳定程度则决定于矿物的物理性质，如解理、硬度等；其次是外因，即造岩矿物所处的风化条件，主要是古地理、古气候条件。 （一）、 主要造岩矿物在风化过程中的风化习性和风化产物是不相同的，现分另介绍如下： 1 长石类矿物 钾长石比斜长石稳定，斜长石中的酸性斜长石双较基性斜长三长石稳定。因3 此，在沉积岩中比较常见的碎屑长石是钾长石和基性斜长石。但长石类矿物抵抗风化的能力为不强，故在沉积中长石碎屑新鲜者少见，多少均受到风化。若为新鲜的碎屑长 石，则需干燥的气
8、候和迅速堆积埋藏的条件，否则就可能是新鲜而自形的自生长石或火山坠落物质。 2 铁镁矿物 主要是 Fe、 Mg 及 Ca的硅酸盐矿物，如橄榄石、辉石、角闪石等，它们的稳定性比长石要低得多。其中以橄榄石最易风化，辉石次之，角闪石再次之。故这类矿物质在沉积岩中含量很少，一般多呈重矿物形式存在。 3 石英 石英是地表最稳定的造岩矿物，在风化过程中几乎只有机械破碎。母岩风化愈彻底，风化产物中石英的相对含量愈高，则所形成的沉积物的矿物成熟度就愈高。 矿物成熟度： 表示风化作用进行的程度，碎屑石英含量愈高，矿物成熟 度就愈高。 4 云母类矿物 云母类矿物中白云母的稳定性较大，故在沉积岩中比较常见。黑云母不稳
9、定，常由于水化作用分解成伊利石和绿泥石，最终变为细分散的氧化铁、氢氧化铁和高岭石等粘土矿物。在海底风化条件下，黑云母可变成海绿石。 5 碳酸盐类矿物 它们在富含 CO2的水中极易溶解，由于其硬度较小还易发生机械破碎。 （二）、岩石在风化过程中的变化 母岩 遭受风化后，其颜色、物理性质（体积、孔隙度、机械强度）、化学成分、矿物成分和结构等方面都要发生显著的变化。 1 颜色方面 低价铁氧化后使岩石出现黄色、褐色和红色；有机物 氧化后使岩石的黑灰色变浅，甚至变为淡灰色或淡红色。由于物质及色素扩散的不均匀性，岩石风化后的颜色分布也不均匀，使露头表面呈现斑点状、斑块状、不规则层纹和同心层状等。 2 物理
10、风化使岩石产生裂纹和裂隙，进而发生破碎。造岩矿物遭受水化和水解作用形成富含水的矿物。这些均会增大岩石的体积，并使孔隙度增加。 3 母岩在风化过程中，矿物成分的变化主要表现为内生矿物的逐少减少和表生条件下生成的矿物（如伊利石、高岭石等）的增加。 岩石是由造岩矿物质组成的，因此各类岩石在风化时的稳定程度决定于它所含的矿物成分。 超基性岩和基 性岩，主要由易风化的铁镁矿物和基性斜长石组成， 因而易受风化；酸性岩浆岩则相反，因它主要由石英、钾长石和酸性斜长石等稳定性较高的矿物组成，故抵抗风化的能力也较强，不易受风化；中性岩浆岩的风化情况介于上述二者之间。 在沉积岩中，砂岩的主要成分为石英碎屑，不易受化
11、学分解发，而以机械破碎为主；粘土岩一般也较稳定，但易碎解成细小碎屑被搬运；石灰岩在干寒地区以机械破碎为主，在湿热地区则以溶解为主；硅质岩则很难受化学风化。 比较而言，盐岩最易风化，石灰、白云岩次之，最难风化的是硅岩。 碎屑岩的成分成熟度是以岩石中石英的含量 或石英 /（长石 +岩屑）的比值大小决定，即两者多而大，则成分成熟度高。 4 变质岩的风化与岩浆 岩 相似。 四 、 风化产物的类型 母岩经受风化作用后可产生三种不同类型的产物： 1 碎屑物质 ，主要是矿物碎屑和岩石碎屑，是母岩机械破碎的产物。 2 残余物质（不溶残余物）， 是母岩在分解过程中形成的不溶物质， 如粘土矿物、褐铁矿及铝土矿物等
12、。 3 溶解性物质，是母岩中容易析出的元素，如 CI-、 SO2-、 K+、 Na+、 Ca2+、 Mg2+以及部分 Fe2+、 Fe3+、 Al3+、 Si4+等。它们在风化过程中按溶解度的大小，分别形成真溶液 和胶体溶液，被流水搬运至远离母岩的湖海中。 母岩风化产物是沉积岩的主要物质成分，它的性质直接影响到沉积岩的类型。碎屑物质是碎屑岩的主要成分；不溶残余物，特别是粘土矿物是粘土岩类的基本物质成分；溶解物质在湖海中经过化学及生物化学的沉积作用而形成各种铁、锰、铝、磷质岩石和碳酸盐岩等。 不同类型的风化产物，在地表不同地区常作有规律的分布：一般是可溶性物质被搬运至湖泊或海盆中，而残余物质和部
13、分碎屑颗粒则残留在原来岩石的表层上面。 残余物和经生物风化作用形成的土壤在陆地上形成一层不连续的薄壳（层），称为风化壳。 古代 风化壳 现代风化壳 5 沉积 岩 岩石学 讲义 03 7 2 2、沉积 物的成岩作用和沉积岩的后生 作用 一 、 阶段划分 沉积物形成之后，即开始转变为沉积岩的过程，在此过程中，它要经受一系列的的变化，而且在沉积物变成沉积岩之后，也还要遭受长期的改造作用，这种改造作用一直要持续到变质作用和风化作用之前。一般可把这些变化作用分为四个阶段：即同生阶段（海解阶段）、成岩阶段、后生阶段 和 退后生阶段。 同生阶段：指沉积物刚刚沉积于水底，它与水体的 底层水 之间所发生的反应和
14、变化的总 过程。 成岩阶段：系 指原 沉积物上面被新的沉积物覆盖后，它所遭受的一切物理的和化学的变化， 并使松散的沉积物转变成固结的岩石的作用 过程 。 后生阶段：是指沉积物固结 成 岩之后，至变质作用之前所发生的一切作用过程 。 退后生阶段：则为埋藏较深的岩层，被抬升到潜水面以下，在常温常压条件下，在渗透水和浅部地下水的影响下所发生变化的时期。 二 、 各阶段变化的控制因素 沉积物脱离沉积环境，进入沉积期后变化阶段之后，由于所处的环境已与原环境不同，沉积物或岩石就要发生成分、结构、构造 等方面 的变化，以适应新的环境，在新的条件下建 立新的平衡，所以在各阶段要发生变化是必然的。 引起沉积期后
15、各阶段沉积物或沉积岩变化的因素包括 内因 的 外因 两个方面。 1 内因：包括沉积物的物质成分及结构，物质本身的地球化学性质（如溶解度、溶度积、自由能、化学位等），岩石物性（孔隙度、渗透率等）和岩相等。 2 外因：包括沉积物或沉积 岩 所处的地球化学环境 ， 如水的类型和性质、PH、 Eh、活度（ a）、逸度（ f）等；地球物理环境，如温度、压力；地质构造环境，沉积层围岩的性质、时间的长短等；有机地球化学环境，如有机质的作用及转化环境，细菌的作用等。 三 、 主 要的沉积期后变化 1 压实作用 压实作用：由于上覆沉积物不断加厚，在重荷压力下，使松散的非颗粒状沉积物（软泥、灰泥）的含量减少，体积
16、缩小，并使其致密化的过程。 6 压固作用：对颗粒状沉积物紧密化的过程。 影响压实作用的因素主要是：负荷的大小（与埋深有关）、沉积物的粒度及成分、溶液的性质、温度和压实的时间等。 泥质沉积物的压实作用表现为含水量减少、孔隙度渐小、并可出现定 向 性，（例 P126）压实作用强时还发生粘土矿物成分的转化。 砂质沉积物的压固作用，初期也表现为含水量减少、孔隙度缩小；后期对碎屑矿物产生压裂、压碎 、压溶及石英、长石碎屑的次生加大等现象。颗粒碳酸盐的压固也有相似的表现。 2 压溶作用 ：在压力（静水压力或构造应力）作用下，沉积物或沉积岩内发生的 溶解作用。 沉积岩（主要是碳酸盐岩）中的 缝合线构造 和砂
17、砾间的 缝合接触 即为压溶作用的结果。 压溶作用既有物理作用，也有化学作用。在上覆沉积物的静压力作用下，孔隙溶液经常会发生迁移。随着压力的增加，溶解作用加强，在颗粒（或两种岩性）接触处发生溶解作用，由于各部分溶解速度不一致，故其接触线（缝合线）常呈锯齿状 。压溶作用主要发生在后生阶段，但可以从成岩阶段就开始有表现。 3 胶体的陈化及重结晶作用 重结晶作用：沉积物的矿物成分借溶解、局部溶解和固体扩散等作用，使物质质点发生重新排列组合的现象。 重结晶的强弱取决于物质成分、质点大小、均一性及相对密度等。一般而言， 颗粒愈小表面积愈大，溶解度也愈大，愈易被溶解而 向 大颗粒集中，即愈易发生重结晶作用
18、； 易溶的物质 ， 如碳酸盐、盐类等矿物在成岩后生过程中很容易发生重结晶，形成粗大的晶体； 温度及压力的增加也能促进重结晶作用 ； 一般是相对密度较大 而分子体积小和结晶能力大 的矿物 先发生重结晶，因此，在沉积岩中成为单独晶体或结核出现的往往是相 对密度较大的矿物 （如黄铁矿、菱铁矿），在白云质灰岩中白云石的自形程度常较方解石好。 重结晶作用不仅使细粒、松散 沉积物逐渐固结变粗、变硬，而且还可破坏沉积物的原始结构构造。如沉积物的颗粒大小、形状及排列方向等均可因重结晶而受到破坏，微细薄层理也可因重结晶作用而消失。 胶体的陈化作用：是一种特殊的重结晶现象，即由非晶质物质变为半晶质 结晶质的现象。
19、 胶体的陈化常伴有脱水、固结、裂隙化及角砾化现象，还可产生一些特殊的结构，如球粒结构。在硅质岩中有时可见到蛋白石转变成球粒状的玉髓。 胶体的陈化在硅质岩、粘土岩和菱铁 岩中可见。 4、 交代作用 ：是对已存矿物的一种化学替代作用，作用过程中有物质的带出及带入，它可发生于沉积岩形成的各个阶段。交代顺序与元素活动性和浓度有关。 5、 结核的形成： 结核 是在矿物岩石学特征上（成分、结构、构造及颜色等）与周围沉积物（岩）不同的、规模不大的包体。常是化学或生物化学作用的产物，它可产生于沉积岩形成作用的各个阶段。 结核 的类型 主要有同生结核、成岩结核和后生结核。 其成分主要是碳酸盐质的、硅质 和 铁锰
20、质的等。 6、 自生矿物的形成 ：沉积岩中在成岩期后产生的一些新的、在某个阶段稳定的矿物，称为自生矿 物。它不是由直接沉积作用而形成的矿物。 7 自生矿物的种类很多，主要有：海绿石、沸石、粘土矿物、自生长石等。 7、 胶结作用：是指松散的沉积物（颗粒）被化学沉淀物质或其它物质充填联结的作用，其结果是使沉积物转变为坚固的岩石。 胶结作用可发生于各个阶段。 在成岩期，主要是通过重结晶、胶体的脱水与陈化、稳定矿物的形成等方式，对松散沉积物进行胶结。 在后生期，主要通过交代作用及次生加大作用使岩石进地步固结。 在同生及表生成岩阶段，沉积物及沉积岩也可发生重结晶作用。 在同生及成岩阶段形成的胶结作用称为
21、 原生胶结 ，在后生及表 生阶段形成的胶结称为 次生胶结。 胶结作用最终的结果是使沉积物完全固结成岩，并减少其孔隙度。 除上述的作用之外，还有：水化（合） 脱水作用、水解 -去水解作用、氧化与还原作用、离子交换及吸附作用等。我们将在各论中逐一介绍。 沉积 岩 岩石学 讲义 04 7 3 沉积岩的基本特征 由于沉积岩的形成条件和方式与岩浆岩的形成条件和方式有着显著的不同，故其物质成分、结构、构造和颜色与岩浆岩有着明显的不同。 7 3 1 沉积岩的物质成分 特征 一 、 化学成分 由于沉积岩的原始物质主要来自岩浆岩，故其平均化学 成分与岩浆岩的总平均化学成分很相似，主要是由 O、 Si、 Al、
22、Fe、 Ca、 Mg、 K、 Na 等元素组成。但由于沉积物质在风化、搬运和沉积过程中发生了分异，故沉积岩的化学 成 分与岩浆岩也有一定的差异，且 各类沉积岩间的化学成分相差很大。 （一） 、 沉积岩的化学成分与岩浆岩的化学 成分 之间的差异 1由于 沉积岩形成于地表水体中，氧气充足，大部分铁元素氧化成高价铁，故沉积岩中 Fe2O3的含量多于 FeO。 2由于 沉积岩中含有较多的钾长石和白云母，或由于粘土胶体质点能吸附钾离子，故沉积岩中 K2O的含量多于 Na2O。 3沉积岩中 往往是 Al K+Na+Ca.沉积岩中的钾、钠、钙、铝常单独出现，各自组成独立的矿物。 4沉积岩中常含有大量的 H2
23、O、 CO2和有机质。 （二）、各类沉积岩间化学成分的差异 碳酸盐岩以钙镁氧化物和 CO2占优势；砂岩以 SiO2为主，泥岩以铝硅酸盐为主，并与沉积岩的总平均化学成分相似。 二、矿物成分 沉积岩中已发现的矿物有 160 多种，但主要的和 常见的大约只有 20 多种，如硅质矿物（石英、玉髓、蛋白石等）、粘土矿物 （高岭石、蒙脱石、伊利石）、8 长石类矿物、云母类矿物、碳酸盐类矿物、卤化物矿物及含水的氧化铁、锰、铝矿物等 。在一种岩石中含有的主要矿物成分通常不超过 3 5 种。 沉积岩的矿物成分与岩浆岩的矿物成分相比有如下几个特点： 1 在岩浆岩中可大量存在的橄榄石、辉石、角闪石和黑云母等铁镁矿物
24、，在沉积岩中则很少见。 2 粘土矿物、盐类矿物、碳酸盐矿物、有机质等为沉积岩的特征矿物，也是沉积岩的主要矿物成分。 3 酸性斜长石、钾长石、石英及白云母等矿物在沉积岩和岩浆岩中都比较多，但钾长石和石英在沉积岩中可以更多。 组成沉积岩的矿物，按其形成阶段可分为 陆源碎屑矿物、同生矿物、成岩矿物和后生矿物。 陆源碎屑矿物 ：来源于风化原岩，在沉 积岩形成以前就 已 存在，故又称 继承矿物 。常见的有石英、长石、白云母以及锆石、石榴子石、磷灰石、金红石、十字石等重矿物。 同生矿物 ：是指从胶体溶液或真溶液中沉淀生成的矿物。如盐类矿物（岩盐、钾盐、光卤石等）、 自生粘土矿物、铝（铁、锰）的氧化物、硫化
25、物、胶磷矿、海绿石等。 成岩矿物 和后生矿物 ：主要有沸石、后生白云石、自生石英、自生 长 石等。 同生矿物、成岩矿物和后生矿物都是在沉积岩形成的过程中生成的，故 又 统称为 自生矿物 。 7 3 2 沉积岩的 结构特征 沉积岩的结构： 是指组成沉积岩颗粒的结晶程度、大小、形态及相互关 系（如充填、胶结等）等特征。 不同类型的沉积岩由于其形成作用和方式不同，故其结构特点也是很不相同的。如： 陆源碎屑岩具碎屑结构 泥质岩具泥状结构 某些化学岩及生物化学岩具晶粒结构 某些内源沉积岩具有颗粒结构 火山碎屑岩具火山碎屑结构 由生物遗体或生物碎屑组成的岩石具生物结构。 7 3 3 沉积岩的构造特征 沉积
26、岩的构造： 是指沉积岩各组成部分的空间分布和排列方式，即由于成分、结构、颜色的不均一而显示的岩石的宏观特征。 研究沉积岩构造的意义 ： 可确定沉积介质的营力类型和强弱、介质的流动状态， 分析沉积环境，确定地层的顶底和地层层序，对恢复古地理环境及找矿等均有重要意义。 沉积岩的构造按成因和形态划分，主要有层理、层面、缝合线、叠层和结核等构造。 一、层理构造 层理 是沉积岩最重要最常见的一种沉积构造。它是通过沉积岩中不同的物质成分、结构、颜色沿着垂直方向的突变或渐变所显示出来的一种成层构造。 1 关于层理的基本基本术语 （ 1）细层：也叫纹层，是层理最基本最小的组成单位。 是稳定沉积条件下9 同时形
27、成的沉积单位。其厚度很小，常 1mm，最厚几毫米至几厘米。细层厚度与水动力强度和物质供应丰度有关。 （ 2）层系：是由一组在成分 、结构、厚度和产状上都相似的同类型的细层组成的细层组。层系形成 于相同的沉积环境，上下有层面限定。是一段时间内水动力条件相对稳定的产物。 层系上下界面之间的垂直距离为层系厚度。层系的厚度与水动力强弱、物质供应丰度、沉积条件的稳定性等有关。 按层系厚度 可把层理分为： 小型层理 层系厚度 3cm 中型层理 层系厚度 3 10cm 大型层理 层系厚度 10 100cm 巨型层理 层系厚度 100cm 按层系 界面形态 可分为板状层系、楔状层系、槽状层系等。 （ 3）层系
28、组：由两个或更多的在性质 上相似（同类型） 的层系所组合起来的层理单位。同一层系组中的各层系是在沉积环境和水动力状态基本相似的环境中形成的。层系组与层系组之间有明显的分界面，这个分界面叫做层系界面。 层（或岩层）：是组成沉积地层的基本单位，由成分上基本均一的岩石组成。它具有基本均一的成分、结构、颜色等内部构造，上下以层面与相邻的层分开，空间上有一定的稳定性，是在较大区域内沉积环境基本一致的条件下形成的岩石地质体。 层与层之间的界线有时是突变的，有时是渐变的，前者代表沉积上的不连续性，后者代表沉积作用方式的逐渐变化。 一个层可包含一个或 几个层系或层系组。 岩层的厚度与水动力强度无关，与单位时间
29、内堆积的速度有关。 按厚度把层（岩层）分为： 块状层 100cm 厚层 100 50cm 中厚层 50 10cm 薄层 10 1cm 微薄层（页片层） 1 0.1cm 显微层 0.1cm 按岩层的延伸长度与厚度的比值可把层（岩层）分为： 层状 延伸长度 /厚度 1000 似层状 延伸长度 /厚度 =1000 50 透镜状 延伸长度 /厚度 =50 5 2 主要的层理类型 根据形态和成因，层理的类型主要有：水平层理、平行层理、波状层理、斜层理、韵律层理、粒序层理、递变层理、块状层理等。 （ 1） 水平层理 ：系由平直、彼此与层面平行的细层所组成的层理。 细层可连续或不连续，厚度一般在 0.1 1
30、mm 左右。可因物质成分、有机质含量、沉积物粒度变化、所含片状矿物的定向排列、重矿物成分的变化以及颜色的不同 而 显示出来。 水平层理主要见于细粒岩石（如泥岩、细粉砂岩、泥晶灰岩）之中。是在低能的水环境中形成的。即在比较稳定 的水动力（平静或水流缓慢）条件下，从悬10 浮物或溶液中缓慢沉积而成。多形成于河流的堤岸带、 河漫滩、 海或湖的较深水带、闭塞的海湾、泻湖沼泽等比较稳定的环境中。 （ 2） 平行层理 ：外貌上与水平层理相似，但成因明显不同。是在较强的水动力条件下，由平坦床沙的迁移而形成的，而非静水沉积。 在高流态中形成的水平层理，水流强度比形成较大交错层理还强，故常与大型交错层理、逆行沙
31、波层理共生，沿层面有剥离线理构造。 常见于急 流 或流态变化大的环境，如河床、海岸、湖岸等环境中。主要发育于砂岩中。 （ 3） 波状层理 ： 细层呈对称或不对称、规则 或不规则的波状起伏形态，但总的方向平行层面，前积层和后积层均保存了的层理。 是由于波浪或潮汐的振荡运动，或单向水流的前进运动而形成的。常形成于水介质较浅地区，如海、湖浅水区、河漫滩区，在海湾、泻湖区也可见。其波浪起伏的大小反映当时水动力条件的振荡程度。 （ 4） 斜层理 ：层系由一系列倾斜拗层重叠组成，细层与层系界面斜交，层系之间平行或斜交。 根据斜层理中层系界面的形态以及层系中细层的倾斜方向，可把斜层理分为斜交层理和交错层理两
32、种。 A、 斜交层理 ：相邻层系互相平行，各层系中的细层均向同一方向倾斜，称为斜交层理或单 向层理。 斜交层理是因搬运介质（如风、流水）向同一方向运动时形成的。细层倾斜方向指向介质运动的前进方向。 教材 P137 图 7 10，说明在河流沉积物中的斜交层理与河床底部沙坡的单向移动有关。 斜交层理根据其形成时搬运介质的动力条件和自然地理环境的不同，可分为急流斜交层理和缓流斜交层理两种。 a.急流斜交层理 ：细层平直，向一个方向倾斜，倾角较陡，顶角与底角大致相等，往往是由分选和磨圆较差的粗砂或细砾组成。 b.缓流斜交层理 ：细层弯曲，向底层界面变缓， 底角小并呈收敛状，由较细的砂、粉砂等组成，其分
33、选和圆度一般较好 。 B、 交错层理 ：若相邻层系相互交错，各层系中的细层倾斜方向多变，则称为交错层理。 这种层理是在搬运介质作不定向运动的条件下形成的。由于介质的运动方向不断变化，细层的倾斜方向也不断改变，形成了层系彼此交错切割的现象。 交错层理常见于风成、滨海、滨湖、三角洲等沉积物中。 大多数交错层理是在非粘性沉积物表面上，由流水或风的流动产生的床沙形体迁移面成的。根据层系和上下层面的关系，可将交错层理分为：（教材 P136图 7 9） a 板状交错层理 ：层系上下界面平直，呈板状，且厚度较稳定的交错层理。层系的厚度变化范围大，可 从几厘米到几十米，多数小于 1米。斜细层方向与流水方向一致，其倾角大小与介质性质有关，如浅海沉积物斜细层倾角常 20，河流的为 20 30，风成的可达 40以上，故用斜细层倾角大小可确定介质性质和流向。 b 楔状交错层理 ：层系间的上下界面为平面，但不互相平行，层系厚度变化明显，呈楔形，彼此相切割，细层的倾向和倾角变化不定，常见于三角洲、河
