沉积相及沉积环境.ppt

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

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

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

4、是伸展作用体制下大陆岩石圈减薄和大幅度 沉陷形成的活动微弱的大陆边缘。属被动大陆边缘的有沉陷形成的活动微弱的大陆边缘。属被动大陆边缘的有 非洲边缘非洲边缘(北邮除外北邮除外)、澳大利亚西和印度半岛的南部边、澳大利亚西和印度半岛的南部边 缘等。缘等。 被动陆缘的生成源于岩石圈拉伸所导致的上地幔物质上涌，被动陆缘的生成源于岩石圈拉伸所导致的上地幔物质上涌， 减薄了的地壳通过铲状正断层作用在地表形成复杂的地堑系；来减薄了的地壳通过铲状正断层作用在地表形成复杂的地堑系；来 自上地幔的熔岩沿裂隙上升，铺满新出现的海底，最终建造起正自上地幔的熔岩沿裂隙上升，铺满新出现的海底，最终建造起正 常厚度的大洋壳。

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

6、活功的大陆边缘。邻大陆板块之下俯冲消减形成的姒烈活功的大陆边缘。 这种大陆边缘有强烈的地震和火山活动。属于活动大陆这种大陆边缘有强烈的地震和火山活动。属于活动大陆 边缘的安第斯、苏门答腊、亚平宁半岛等。从洋到陆，边缘的安第斯、苏门答腊、亚平宁半岛等。从洋到陆， 活动陆缘包括海沟、沟弧间隙、火山弧和弧后盆地等构活动陆缘包括海沟、沟弧间隙、火山弧和弧后盆地等构 造单元。造单元。 其中海沟是俯冲汗壳开始下插的地力；从它上面刮削下来的其中海沟是俯冲汗壳开始下插的地力；从它上面刮削下来的 深海沉积和洋壳碎片组成混杂堆积，聚集在上盘板块并形成外弧；深海沉积和洋壳碎片组成混杂堆积，聚集在上盘板块并形成外弧；

7、 下插洋壳随深度增加而发生部分熔融形成岩浆，并上升到浅部而下插洋壳随深度增加而发生部分熔融形成岩浆，并上升到浅部而 成为火山弧。在地质体中准确识别古俯冲带、混杂体和岩浆弧的成为火山弧。在地质体中准确识别古俯冲带、混杂体和岩浆弧的 展布、配置、时代和演化，对重建地质时期板块构造格局有重要展布、配置、时代和演化，对重建地质时期板块构造格局有重要 意义。意义。 第一节第一节 基本概念基本概念 一、沉积相一、沉积相：为沉积环境及在该环境中形成的沉积岩：为沉积环境及在该环境中形成的沉积岩( (物物) )特征的综特征的综 合。合。 二二、沉积环境、沉积环境：在物理上、化学上和生物上均有别于相邻地区的一：在

8、物理上、化学上和生物上均有别于相邻地区的一 块地表，是发生沉积作用的场所。由下列块地表，是发生沉积作用的场所。由下列 (要素要素) 组成：组成： 1、自然地理条件自然地理条件，包括海、陆、河、湖、沼泽、冰川、沙漠；，包括海、陆、河、湖、沼泽、冰川、沙漠； 2、气候条件气候条件，包括气候的冷、热、干旱、潮湿；，包括气候的冷、热、干旱、潮湿； 3、 构造条件构造条件，包括大地构造背景及沉积盆地的隆起与坳陷；，包括大地构造背景及沉积盆地的隆起与坳陷； 4、 沉积介质的物理条件沉积介质的物理条件，包括介质的性质，包括介质的性质(如水、风、冰川、清如水、风、冰川、清 水、浑水、浊流水、浑水、浊流)、运动

9、方式和能量大小以及水介质的温度和深、运动方式和能量大小以及水介质的温度和深 度；度； 5、介质的地球化学条件介质的地球化学条件，包括介质的氧化还原电位，包括介质的氧化还原电位(eh)、酸碱、酸碱 度度(ph)以及介质的含盐度及化学组成等。以及介质的含盐度及化学组成等。 三三、沉积岩特征：沉积岩特征：包括岩性特征包括岩性特征(如岩石的颜色、物如岩石的颜色、物 质成分、结构、构造、岩石类型及其组合质成分、结构、构造、岩石类型及其组合)、古生、古生 物特征物特征(如生物的种属和生态如生物的种属和生态)以及地球化学特征等。以及地球化学特征等。 沉积岩特征的这些要素是相应各种环境条件的物沉积岩特征的这些

10、要素是相应各种环境条件的物 质记录，通常构成最主要的相标志。质记录，通常构成最主要的相标志。 四四、沉积环境与沉积相的关系沉积环境与沉积相的关系：沉积环境是形成沉：沉积环境是形成沉 积岩特征的决定因素，沉积岩特征则是沉积环境积岩特征的决定因素，沉积岩特征则是沉积环境 的物质表现。换句话说，前者是形成后者的基本的物质表现。换句话说，前者是形成后者的基本 原因，后者乃是前者发展变化的必然结果。这就原因，后者乃是前者发展变化的必然结果。这就 是相的概念中沉积环境和沉积岩特征的辩证关系。是相的概念中沉积环境和沉积岩特征的辩证关系。 五五、沉积模式：沉积模式：沃克（walker,1967）认为沉积模式就

11、是 对于沉积环境及其产物、作用过程的高度概括。它既具 广泛概括性和代表性的模式，也具代表区域性特征的地 方性模式。沃克认为作为一个沉积模式还必须起到以下 四方面的作用： a、它必须起到作为对比标准的作用。 b、它必须起到进一步观察的提纲和指南的作用。 c、它必须起到对新的地质环境的“预测者”的作用。 d、它必须起到水动力学解释基础的作用。 对沉积模式可以采用不同分析方法和不同的表现形式 (据reading, 1978)，主要有直观模式、事实模式、动态 模式、静态模式、比拟实验模式、数学模式。 六六、古水流的判别标志及其环境意义古水流的判别标志及其环境意义 古水流是指沉积时期的水流体系。古水流体

12、 系的分析研究是识别沉积环境和重建古地理的重要 内容和有效手段之一。它有助于确定古盆地的边缘 和物源区的位置、古岸线的方向、盆地沉积物充填 的布局、古斜坡方向以及砂岩体的形态和延伸方向。 因此，在沉积地层及其沉积矿产的研究中，古水流 方向的确定已受到普遍的重视。 （一）、指向构造和组构与古水流一）、指向构造和组构与古水流 指向构造和组构主要是指那些因沉积介质流动而产生的具有 指示水流方向意义的原生沉积构造和组分颗粒的定向性排列，其 中包括交错层理、底痕波痕水流线理冲刷一充填构造以及 生物化石和碎屑颗粒的定向性排列等等。 1、交错层理和波痕、交错层理和波痕 各种类型和规模的交错层理都可用来测量古

13、水流方向，特别是大型 板状和楔状交错层理，其意义就更大。因为小型交错层理不仅不 容易测量，而且往往与次要的水流有关。板状和楔状交错层理应 测量其前积纹层的倾向和倾角；槽状交错层理则应当测量槽轴的 延伸和倾斜方位。它们的方位角代表了古水流方向。 2、底痕 底痕主要发育在复理石或浊流沉积中。一般 来说。它们的方向性在区域上是比较稳定的其总体 方向平行于水流分布。但有时其测量结果也较分散。 3、组构、组构 组构系指组分颗粒的组构系指组分颗粒的 空间排列种力位。如果空间排列种力位。如果 它们是顺水流方向定向它们是顺水流方向定向 排列的；就可成为古水排列的；就可成为古水 流的指示标志。通常使流的指示标志

14、。通常使 用的指向组构际志包括用的指向组构际志包括 砾石，眇粒和生物化石砾石，眇粒和生物化石 等组分颗粒的定向排列等组分颗粒的定向排列 （见下页图见下页图）。）。 第二节第二节 沉积相的分类沉积相的分类 沉积相可根据沉积 岩原始物质的不同，分 为碎屑岩沉积相碎屑岩沉积相和碳酸碳酸 盐岩相盐岩相。目前沉积相的 分类通常以沉积环境中 占主导地位的自然地理 条件为主要依据，并结 合沉积动力、沉积特征 和其他沉积条件进行划 分（图2-1、表2-1）。 图2-1 常见陆缘碎屑沉积相的分布 1碎屑岩的沉积相及沉积环境碎屑岩的沉积相及沉积环境 （一）、碎屑岩石的组成（一）、碎屑岩石的组成 根据成因和结构特征

15、的不同，碎屑岩的组成可划分为根据成因和结构特征的不同，碎屑岩的组成可划分为颗颗 粒、杂基、胶结物粒、杂基、胶结物和和孔隙度孔隙度。其中杂基和胶结物可称为。其中杂基和胶结物可称为 填隙物。填隙物。 1、 颗粒：颗粒：颗粒又称为碎屑，是由母岩继承下来的陆源碎屑物颗粒又称为碎屑，是由母岩继承下来的陆源碎屑物 质沉积组分，占碎屑岩组成的质沉积组分，占碎屑岩组成的50%以上。包括矿物以上。包括矿物碎屑碎屑 和和岩屑岩屑。 碎屑：碎屑：常见的几种矿物碎屑有石英、长石、重矿物等。常见的几种矿物碎屑有石英、长石、重矿物等。 岩屑：岩屑：是母岩的碎块，又称为岩块，是保持着母岩结构是母岩的碎块，又称为岩块，是保持

16、着母岩结构 的矿物集合体。的矿物集合体。 2、杂基：、杂基：是碎屑岩中细小的机械成因组分，其粒级 以泥为主，可包括一些细沙岩。最常见的是高岭 石、水云母、蒙脱石等粒土矿物，有时见有灰泥 和云泥。 3、胶结物：、胶结物：胶结物是碎屑岩中以化学沉淀方式形成 于粒间孔隙中的自生矿物。它们有的形成于沉 积同生期，但多数是成岩一后生期的沉淀产物。 碎屑岩中主要胶结物包括硅质(石英、玉髓和蛋白 石)、碳酸盐(方解石、白云石)和一部分铁质(赤铁 矿、褐铁矿)。 4、孔隙：、孔隙：是岩石中未被固体物质（不包括沥青质）充 填的空间称为孔隙或裂缝，它是油（含沥青质）、气、 水的富存场所。其可分为原生孔隙和次生孔隙

17、两类 （见下表）。 原生孔隙主要是粒间孔隙，即碎屑颗粒原始格架间 的空隙。 次生孔隙绝大多数是形成于成岩中期之后及后生期， 一般都是岩石组分发生溶解作用的结果。 （二）（二）、碎屑岩的结构碎屑岩的结构 碎屑沉积物的结构总称为碎屑结构，是指在一定 动力条件下共生在一起的碎屑颗粒所具有的内在形 貌特征的总和，其中包括粒度、分选度、圆度、支 撑类型和孔隙等几个方面。 1、粒度：粒度：是指粒状碎屑的粗细程度（碎屑颗粒的大 小），是决定碎屑颗粒动力学行为的基本因素之一， 对反映流体的动力特征具有重要意义。其粒级划分 标准见（表2-2），在此以中国地质标准汇编为准。 （据高等教材沉积学） （据地质调查标准

18、汇编） 表表2-2 粒级划分对比表粒级划分对比表 续表续表2-2 粒级划分对比表粒级划分对比表 据贵州省岩石命名分类原则 1、粒度粒度 粒度分析粒度分析 ：其目的是研究碎屑岩的粒度大小和 粒度分布。粒度分布及分选性是判别沉积时的自然 地理环境以及水动力条件的良好标志。 粒度分析的方法：粒度分析的方法：粒度分析方法的选择因碎屑 颗粒的大小和岩石致密程度而异。对于砾石可以直 接测量其线性值，也可以用量筒测量其体积；砂或 疏松的砂岩多采用筛析法；粉砂和粘土可用沉速法 或激光粒度分析法。固结紧密无法松解的岩石可采 用图像分析仪进行自动粒度分析。 粒度资料的图解粒度资料的图解 ： 粒度分析的结果，是得到

19、碎屑 样品的粒度组分数据。对其数据形象化的图解常用 的有直方图、频率曲线图、累积曲线和概率值累积 曲线图。 直方图：是常用的 粒度组分图件，它 是由一系列相邻的 长方块构成的。这 种图的优点是能一 目了然地表现出样 品的粒度变化和各 粒级碎屑的百分含 量（如右图示）。 频率曲线图：频率曲线图： 就是将直方图上各 方块的顶边中点连接 起来，绘制成一条圆 滑曲线，与直方图类 似，频率曲线也表示 了样品的粒度分布 （如图示）。 累积曲线图：累积曲线图：根据粒度分析成果中的累计重量百分比数作图 （如下图示）。横坐标表示粒径，而纵坐标表示的是各粒级的累 积含量。不同沉积环境形成的碎屑沉积物，其累积曲线形

20、态是有 差别的。滨海沉积和风成沉积的碎屑物质分选好，粒度范围窄， 因而累积曲线很陡；洪流及冰川沉积分选差，粒度分布范围宽， 累积曲线表现得平缓。 概率值累积曲线图：概率值累积曲线图：用累 计百分比作图，横坐标为粒 径值，纵坐标改用概率百分 数标度。应用概率累计曲线 图建立沉积环境的典型模式， 这一研究成果是由维谢尔 （visher,1965,1969）提出来 的。 沉积物的粒度一般不是表 现为单一的对数正态分布， 因此其概率图总是由几个相 交的直线段构成（见右图） 不同环境下沉积物粒度概率曲线图不同环境下沉积物粒度概率曲线图 cm图解图解：c一m图(c一m plot)是应用每个样品的c 值和m

21、值绘成的图形。c值是累积曲线上1处对应的 粒径，m值是累积曲线上50处对应的粒径。c值与 样品中最粗颗粒的粒径相当，代表了水动力搅动开始 搬运的最大能量；m值是中值，代表了水动力的平均 能量。 c一m图是帕赛加（passega,1957,1964）提出的，他 将搬运沉积物的底流分为两种形式：牵引流、重力流。 两者在c一m图上有着较明显的区别（见下图） 小结小结，粒度分析可以提供沉积环境方面，特别 是水动力条件方面的资料，但粒度分析方法并不 是总能得到理想的结果。这是因为粒度分布是环 境流体动力因素的产物，但类似的动力条件可以 出现于不同环境；而不同成因的碎屑沉积物又可 能混合出现。加上物源供应

22、、构造条件等各种因 素上的差别，情况常常十分复杂。 因此，只有将粒度分析资料与沉积构造、生 物特征、地质背景等结合起来共同作为环境判别 的标志，才能得出正确的结论。 2、圆度：度： 是指碎屑颗粒的原始棱角被磨圆度的程 度，是碎屑的重要结构特征之一。碎屑岩的 圆度一方面取决于它在搬远过程中所受磨蚀 作用的强度及搬远距离的长度，另一方面也 取决于碎屑本身的物化性质及它原始形状、 粒度等。对手标本的观察描述，通常把碎屑 的圆度划分为四个级别： 棱角状棱角状：碎屑的原始棱角无磨蚀痕迹或只受到轻微 的磨蚀，其原始形状无变化或变化不大。 次棱角状次棱角状：碎屑的原始棱角已普遍受到磨蚀，但磨 蚀程度不大，颗

23、粒原始形状明显可见。 次圆状次圆状：碎屑的原始棱角已受到较大的磨蚀，其原 始形状已有了较大的变化，但仍然可以辨认。 1、圆状：、圆状：碎屑的原始棱角已基本或完全磨蚀，颗粒原 始形状已难以甚至无法辨认，碎屑颗粒大小呈球状、 椭圆状。圆度的形状和分级见下图示 3、分选度：分选度： 表示分选程度的参数，通常是指碎屑颗粒大小的均匀程 度，或者说表现围绕几种趋势的离差。它是一定沉积物颗粒 粒度与一定的水动力条件相适应的结果，其分选性的好差可 以作为环境标志。碎屑颗粒在搬运和堆积过程中，在水流和 波浪甚至风力作用下不断进行分选一般来讲，随着搬运距 离的增大，以及水流或波浪改造作用的增强，颗粒大小也愈 来愈

24、趋于一致，分选性也就愈好一般定性描述只用目估， 可将其划分为极好、好、中等、差和极差等5个级别（见下 图）。 4、支撑类型：、支撑类型： 在碎屑岩中，碎屑颗粒和填隙物间的关系称为支撑类型或支撑类型。 是指沉积物所受压力在沉积物内部的分布状况，它涉及到基质和较大颗粒 的相对含量。 首先，按碎屑和杂基的相对含量可以分为杂基支撑和颗粒支撑两大类； 其次按颗粒和填隙物的相对含量和相互关系可以分为基底式胶结(或半基底 式胶结)、孔隙式胶结、接触式胶结和镶嵌胶结等（见下图）。 a 基底式胶结基底式胶结:碎屑颗粒在杂基中大多彼此不相接触而呈漂浮状 孤立地分布。基底胶结形成于沉积期，一般反映快速堆积的密 度流

25、沉积特点。 b 孔隙式胶结孔隙式胶结:其大部分颗粒彼此直接接触，填隙物可以是粘土 杂基，也可以是化学胶结物。反映了稳定水流沉积作用和波浪 淘洗作用的特征。 c 接触式胶结接触式胶结:属于颗粒支撑类型，胶结物只在颗粒接触处才出 现。 d 镶嵌式胶结镶嵌式胶结: 在成岩期的压固作用下，特别是当压溶作用明显 时，砂质沉积物中的碎屑颗粒会更紧硐地接触。 5、碎屑沉积物的成熟度：、碎屑沉积物的成熟度： 碎屑沉积物主要来源于母岩风化，它们在沉积 作用中还会继续遭受各种物理、化学作用，因此沉 积物的成分和结构要受风化强度和沉积作用中物理、 化学作用强度的共同控制。就一般规律而言，两种 作用强度都与作用条件和

26、作用时间有关，总趋势是 随时间延长而逐渐增强，所形成的沉积物也将在成 分和结构上向着某种理想的终极状态趋近。实际沉 积物与这种理想终极状态的接近程度就称为它的成 熟度(maturity)。它包含成分成熟度和结构成熟度 两个方面. a 成分成熟度成分成熟度(compositonal maturity) 也称矿物成熟度，指碎屑沉积物中碎屑成分与稳定成 分极端富集的终极状态的接近程度。成分成熟度就用沉积物 中稳定性较高与稳定性较低的碎屑成分的含量之比来衡量， 这个比值就称为成分成熟度指数(cmi)。但成分与粒度的关 系很密切，故实际使用的cmi随沉积物粒度的不同而不同。 成分成熟度与沉积物形成时的气

27、候背景和构造背景有 关。按背景控制的一般原理，当包括母岩区和沉积盆地在内 的整个构造体系活动强烈时，剥蚀速度加快、搬运距离缩短， 埋藏速度增高，气候的影响将退居次要位置，常常形成低成 分成熟度的沉积物。只有在整个构造体系活动平稳缓慢时， 相对湿热或干冷的气候才会分别有利于形成成分成熟度较高 和较低的沉积物，这时母岩风化强度的影响常常是主要的。 实际工作中,在比较成分成熟度的高低时，必须在相同粒度 的沉积物之间使用相同的cmi值进行比较。 b 结构成熟度结构成熟度(textural maturity) 指碎屑沉积物与无基质、分选、磨圆度极好的终极状态的接近程度。 folk(1951)曾将结构成熟

28、度划分为不成熟、次成熟、成熟和极(超)成熟4 级(或4期)，陈屏杨(1968)又增加了一级极不成熟(见表)。结构成熟度的 内涵表明，所有影响基质含量和分选、磨圆的因素都将影响结构成熟度 的高低。高的剥蚀速度、短时间、短距离和悬浮搬运以及缺少淘洗显然 更容易造成低的结构成熟度，反之，缓慢剥蚀埋藏、长时间、长距离和 滚、跳动搬运以及充分淘洗将有利于提高结构成熟度。 (三三)、碎屑岩沉积构造和颜色、碎屑岩沉积构造和颜色 沉积岩的构造和颜色是沉积岩重要的宏观特征之一。 沉积岩的构造即沉积构造是指沉积物沉积时或沉积之后， 由于物理作用、化学作用及生物作用形成的各种构造，有原 生构造和次生构造。研究沉积岩

29、的原生构造，可以确定沉积 介质的营力及流动状态，从而有助于分析沉积环境，有的还 可确定地层的顶底层序等。 1、沉积构造的分类、沉积构造的分类 目前对沉积构造主要有两种分类方案，一种是构造形 态分类，另一种是构造成因分类。在此采用构造形态结合成 因分类，大类按成因划分，次一级分类按分布和形态划分 (见表)。 、流动成因的沉积构造、流动成因的沉积构造 沉积物在搬运和沉积时，由于介质（如水、空气）的流动， 在沉积物内部及表面形成的构造。其主要有层理构造和层面 构造。 （1）层理构造）层理构造： 是沉积岩中最重要的一种构造。它是沉积物沉积时在 层内形成的成层构造。层理由沉积物的成分、结构、颜色及 层的

30、厚度、形状等沿垂向的变化而显示出来。 层或一个单层是在基本稳定的介质条件下沉积的一个 单元，表示最小的岩石地层单位，它由成分上基本一致的沉 积物组成。层与层之间有层面分隔，层面代表了短暂的无沉 积或沉积作用突然变化的间断面。 组成层理的要素有细层、层 系、层系组（见右图）。 细层（纹层）细层（纹层）：具有比较均一的 成分和结构，是相同水动力条件 下同时形成的，是组成层理的最 小单位。 层系层系：是由成分、结构和产状上 相同的许多细层组成的。层系是 在同一环境的相同水动力条件下， 由不同时间形成的细层组成的。 层系组层系组：是由两个或两个以上的 相似层系组成的，是在同一环境 的相似水动力条件下形

31、成的。 （1）层理构造）层理构造 层理构造可按层内粒度递变特征划分为块状层理、韵律层理、粒序 层理；而按细层的形态与层系界面的关系划分为水平层理、平行层理、 波状层理、交错层理等。 块状层理：块状层理： 是层内物质均匀、组分和结构上无差异、不显细层构造的层理。一 般认为块状层理是由悬浮物的快速堆积、沉积物来不及分异因而不显细 层，如河流；洪泛期快速堆积形成的泥岩层。另外，块状层理也可由沉 积物重力流快速堆积而成；在若干情况下，块状层理是由强烈的生物扰 动、重结晶或交代作用破坏原生层理所形成的。 韵律层理：韵律层理： 由层与层间平行或近于平行的、从数毫米至数十厘米的等厚或不等 厚的、两种或两种以

32、上的岩性层的互层重复出现所组成，常见砂质层和 泥质的韵律互层，称为砂泥互层层理。韵律层理的成因很多，可以由潮 汐环境中潮汐流的周期变化形成潮汐韵律层理；也可以由气候的季节性 变化形成浅色层与深色层的成对互层，即季节性韵律层理；还可由浊流 沉积形成复理石韵律层理等。 水平层理：水平层理： 水平层理主要产于细碎屑岩(泥质岩、粉砂岩)和泥晶灰岩中，细层 平直并与层面平行，细层可连续或断续。水平层理是在比较弱的水动力 条件下，由悬浮物沉积而成因此，它出现在低能的环境中。 粒序层理：粒序层理： 又称为递变层理。从层的底部至顶部，粒 度由粗逐渐变细者称为正粒序，若由细逐渐变 粗则称为逆粒序（见右图所示）。

33、粒序层理底 部常有一冲刷面，内部除了粒度渐变外，不具 任何纹层。 逆粒序层理不多见，主要出现在沉积物重 力流及携带悬移载荷的河流沉积中。低弯度的 河流沉积中也出现有逆粒序层理，这与河流的 流动强度不断地增大、悬浮搬运中的粗碎屑沉 积物越来越多有关。 平行层理：平行层理： 平行层理主要产于砂岩中，在外貌上与水平层理极 相似，是在较强的水动力条件下，高流态中由平坦的 床沙迁移，床面上连续滚动的砂粒产生粗细分离而显 出的水平细层。平行层理一般出现在急流及能量高的 环境中，如河道、湖岸、海滩等环境中。 交错层理：交错层理： 是最常见的一种层理类型。在层系的内部由一组倾斜 的细层(前积层)与层面或层系界

34、面相交，所以又称为斜层理。 根据交错层理内层系的形状不同，通常分为：板状交错层理、 楔状交错层理、槽状交错层理、波状交错层理等；按层系厚 度不同，可分为小型(200cm)交错层理。下面介绍几种常见的交 错层理。 波状层理：波状层理： 层内的细层成连续的波状；如细层 不连续，则称为断续的波状层理。一般 形成波状层理要有大量的悬浮物质沉积。 当沉积速率大于流水的侵蚀速率时，可 保存连续的波状细层。 a、流水成因的交错层理、流水成因的交错层理 流水沙纹（小型）层理及爬升流水沙纹（小型）层理及爬升 沙纹层理：沙纹层理：在非粘性的细粒沉 积物中，沉积物供给相对少而 成床沙搬运的条件下，由流水 沙纹迁移形

35、成流水沙纹层理。 其层系的厚度小于3cm；呈板 状、槽状，多数呈舟状，多层 系；层系组内的前积层均为一 个方向倾斜的小型斜层理。如 有大量的沉积物特别是以悬浮 物供给时，沙纹不仅向前迁移， 而且同时向上能建造成爬叠沙 纹系列，后一个层系爬叠在前 一个层系之上，称为爬升沙纹 层理(如右图所示)。 中型至大型的板状交错层理及槽状交错层理中型至大型的板状交错层理及槽状交错层理： 中型至大型的板状交错层理主要由沙浪迁移形成，层系呈 板状，层系厚度大于3cm，可达1m或更厚。槽状交错层理主 要由沙丘迁移形成，层系呈槽状或小舟状(如下图所示)，槽的 宽度和深度都可从几厘米到数米。 贵定县新场坝顶溪一带贵定

36、县新场坝顶溪一带o1h白云岩下部的板状交错层理白云岩下部的板状交错层理 冲洗层理冲洗层理 （贵定县乌泥贵定县乌泥 o1h ） b、波浪成因的交错层理、波浪成因的交错层理 浪成沙纹层理浪成沙纹层理: 由浪成沙纹迁移形成的交错层理即浪成沙纹层 理。由对称波浪产生啁浪成沙纹层理，是由倾向相反、相互 超覆的前积层组成，内部具有特征的人字形构造(如下图所示)。 冲洗交错层理冲洗交错层理: 当波浪破碎后，继续向海岸传播，在海滩的滩 面上，产生向岸和离岸往复的冲洗作用，形成冲洗交错层理， 又称为海滩加积层理(如下图所示)。这种层理的特征是：层系 界面成低角度相交；相邻层系中的细层面倾向可相同或相反， 倾角不

37、同等。 丘状交错层理和洼状交错层理丘状交错层理和洼状交错层理: 在正常的浪基面以下，风暴浪基面之上的陆棚地区，由风 暴浪形成一种重要的原生沉积构造。丘状交错层理是由一些 大的宽缓波状层系组成，外形上像隆起的圆丘状，向四周缓 倾斜;底部与下伏泥质层呈侵蚀接触，顶面有时可见到小型的 浪成对称波痕；其主要出现于粉砂岩和细砂岩中，常有大量 云母和碳屑（如下图所示） 。 洼状交错层理是彼此以低角度 交切浅洼坑，浅洼坑的宽度一般为15m，其内充填的细层 与浅洼坑底界面平行，而向上变成很缓的波状并近于平行的 层理（如下右图所示） 。 c、潮汐成因的交错层理及其它构造、潮汐成因的交错层理及其它构造 羽状交错层

38、理羽状交错层理：是涨潮流形成的前积层与退潮流形成的前积 层交互而成，在层面上层系互相叠置，相邻层系的细层倾向 正好相反，呈羽毛状或人字形。 再作用面构造：再作用面构造： 再作用面是指同一层系内的 一个侵蚀面，再作用面的形成与 水流的方向或水位的变化有关。 由于潮汐流的方向改变可以使先 形成前积层遭受侵蚀改造，当潮 汐流的方向恢复原来方向时，在 此侵蚀面上又重建另一组的前积 层，这一侵蚀面即为再作用面(如 下图所示)。 潮汐层理潮汐层理： 潮汐层理包括脉状层理、透镜状层理及波状复合层理(如图 下图所示)。这些层理主要出现在粉砂岩、粉砂质泥岩中。脉状 层理是在波谷及部分波脊上含有泥质条纹的沙纹层理

39、。在涨潮 流和退潮流的活动期，形成砂质沙纹，而泥质保持悬浮状态； 在憩水期，悬浮泥质沉降覆盖在沙纹上，当下一个潮汐流的活 动期开始时，波脊上的泥被削去而波谷中的泥被新沙纹覆盖而 保存，最终形成脉状层理。透镜状层理的特征是在泥质层中夹 有砂质透镜体，其形成的条件与脉状层理相反。波状复合层理 是上述两种层理之间的过渡类型。是呈砂泥互层的波状层理。 d、风成的交错层理、风成的交错层理 风的吹扬作用可以形成风砂流，风砂流的流动造成床沙 形体的迁移，从而形成风成交错层理。 风成沙纹风成沙纹：主要由跳跃和表面蠕动的颗粒向前移动形成，沙 纹脊之间的距离等于跳跃颗粒的轨道长度，(巴格诺尔德， 1954)。 风

40、成沙丘风成沙丘：风成沙丘上的流动分离作用发生在折点处，可以 有横向风成沙丘(沙脊垂直主要风向)，也可以有纵向风成沙丘 (沙脊平行主要风向)。风成沙丘的大小，不受流动深度的限制， 主要和风速及所夹砂量有关。因此，风成沙丘形成的交错层 理特点是：规模大，层系的厚度一般由几十厘米到12m， 有时可达10m以上。 （2）层面构造）层面构造 岩层沿着层面分开时，在层面上可出现 各种构造和铸模，有的保存在岩层顶面上，如 波痕、剥离线理、干裂纹、雨痕等；有的保存 在岩层的底面上，特别是下伏层为泥岩的砂岩 底面上保存下来的铸模，如沟模、槽模等，总 称为层面构造，主要有以下几种。 波痕：波痕：是非粘性的砂质沉积

41、物层面上特有的波状起伏 的层面构造，在砾岩和泥岩中见不到波痕。波痕是保 留在层面上的床沙形体痕迹，在层内的痕迹就是层理。 通常用垂直波脊的剖面来描述波痕（下图所示）。 按形成波痕的介质条件不同，可分为流水波痕、 浪成波痕、风成波痕、冰成波痕。 a 流水波痕流水波痕： 流水浪痕按大小 及形态可分为三类： 小型的，由于大型、 巨型流水波痕的表面 很容易被流水侵蚀， 而只留下内部构造， 所以，沉积物中常见 的是小型流水波痕。 (如右图所示)。 b 浪成波痕浪成波痕： 浪成波痕可分为对称的和不对称的两 种。前者的特点是波脊两侧对称，波峰尖， 波谷圆滑，大多数波脊平直，部分出现分 叉。至于不对称的浪成波

42、痕，外形上与流 水波痕相似。 c 风成波痕风成波痕： 风成波痕常具平直的、平行的波脊， 形状不对称。波痕指数与粒度成反比，而 与风速成正比；其不对称指数与粒度成正 比，而与风速成反比。 波痕的环境意义波痕的环境意义： 由于波痕的形成受到水动力条件及沉 积物类型的控制，根据波痕的类型可以了 解沉积物形成的条件并指示介质流动的方 向。虽然有些波痕可以在不同的沉积环境 中出现，但是它们的形态及分布，特别是 相对丰度是不相同的。所以，波痕的类型 和特征，仍是识别沉积环境的重要依据之 一。在浅水砂质环境中波痕最丰富。 原生流水线理或剥离线理构造：原生流水线理或剥离线理构造： 这种构造常出现在具有平行层理

43、的薄层砂岩 中，沿层面剥开，出现大致平行的非常微弱的线 状沟和脊，常代表水流方向，所以斯托克斯 (wlstokes，1947)定为原生流水线理；因它在 剥开面上比较清楚，所以又称剥离线理构造。它 是由砂粒在平坦床沙上作连续的滚动留下的痕迹， 所以与平行层理经常共生。 冲刷面：冲刷面： 由于流速的突然增加，流体对下伏沉积物冲 刷、侵蚀而形成的起伏不平的面称为冲刷面，冲 刷面上的沉积物比下伏沉积物粗。 侵蚀模（槽模）：侵蚀模（槽模）： 由于水流的涡流对泥质物的表面侵蚀成许多 凹坑，在上覆砂岩的底面上铸成印模，称为侵蚀 模，常见的是槽模。 刻蚀模：刻蚀模： 水流流动的过程中挟带着刻蚀工具(如砂粒、

44、介壳等物体)，在泥质沉积物表面滚动或间歇性撞 击所留下的凹槽和坑，被砂质沉积物充填，而在 砂岩底面上保存的印模，称为刻蚀模。最常见的 刻蚀模有沟模、跳模、刷模、锯齿模等。 、同生变形构造、同生变形构造 沉积物沉积后，在固结成岩之前，还处于富含孔隙水 的状况下所发生的形变，均称为同生变形构造。变形的程 度可以从轻微的扭曲层到复杂的“褶曲”层、破碎层及变 位层。同生变形构造包括包卷构造、重荷模、滑塌构造、 砂火山、砂球及砂枕构造、碟状构造、砂岩岩脉及岩床等。 引起沉积物形变的机理有以下四种： 由于密度大小不同的沉积物形成密度差，在不均匀压 力的作用下，引起物质垂向移动。 沉积物的液化和流化作用。

45、沉积在斜坡上的沉积物因重力作用而产生移动及滑塌。 由于流体流动施加给沉积物表面上的切应力，而产生表 层沉积物的形变。 重荷模又称为负荷构造：重荷模又称为负荷构造： 是指覆盖在泥岩上的砂岩底面上的圆丘状或不规则 的瘤状突起。它是由于下伏饱和水的塑性软泥承受上覆 砂质层的不均匀负荷压力而使上覆的砂质物陷入到下伏 的泥质层中，同时泥质以舌形或火焰形向上穿插到上覆 的砂层中，形成火焰状构造。重荷模与槽模的区别在于 形状不规则，缺乏对称性和方向性，它不是铸造的，而 是砂质向下移动和软泥补偿性的向上移动使两种沉积物 在垂向上再调整所产生的。 砂球和砂枕构造：砂球和砂枕构造： 这种构造主要出现在砂、泥互层并

46、靠近砂岩底部的 泥岩中，是被泥质包围了的紧密堆积的砂质椭球体或枕 状体，大小从十几厘米到几米，孤立或成群作雁行排列。 包卷构造：包卷构造： 包卷构造或包卷层理、旋卷层理、扭曲层理，是在一 个层内的层理柔皱现象，表现为连续的开阔“向斜”和紧 密“背斜”所组成。它与滑塌构造不同，虽然细层扭曲很 复杂，但层是连续的，没有错断和角砾化现象。而且，一 般只限于一个层内的层理形变，而不涉及上下层；一般细 层向岩层的底部逐渐变正常，向顶部扭曲细层被上覆层截 切，表明层内扭曲是发生在上覆层沉积之前。 滑塌构造：滑塌构造： 是指已沉积的沉积层在重力作用下发生运动和位移所 产生的各种同生变形构造的总称。沉积物可以

47、顺斜坡呈非 常缓慢的运动与蠕动，也可以产生较大的水平位移的运 动滑动，从而引起沉积物的形变、揉皱、断裂、角砾 岩化以及岩性的混杂等。 碟状构造和柱状构造：碟状构造和柱状构造： 这类构造属于泄水构造，它是迅速堆积的松散沉积物 内由于孔隙水的泄出而形成的同生变形构造。在孔隙水向 上泄出的过程中，破坏了原始沉积物的颗粒支撑关系，而 引起颗粒移位和重新排列，形成新的变形构造，如碟状构 造、柱状构造。 、暴露成因构造、暴露成因构造 有些层面构造并非流动成因的，而是沉积物 露出水面(或在水面附近)、处在大气中、表面干涸 收缩，或者受到撞击而形成的，如干裂、雨痕、干裂、雨痕、 泡沫痕和冰成痕泡沫痕和冰成痕等

48、。这些构造具有指示沉积环境 及古气候的意义。 干裂：干裂：又称为龟裂纹、泥裂，是指泥质沉积物或 灰泥沉积物，暴露干涸、收缩而产生的裂隙，在 层面上形成多角形或网状龟裂纹，裂隙成“v”形 断面，也可呈“u”字型。裂隙被上覆层的砂质、 粉砂质充填。 雨痕及冰雹痕：雨痕及冰雹痕：是雨滴或冰雹降落在泥质 沉积物的表面，撞击成的小坑。冰雹痕似 雨痕，但坑比雨痕大些、深些，且更不规 则，边缘更粗糙些。 流痕：流痕：是在水位降低，沉积物即将露出水 面时，薄水层汇集在沉积物表面上流动时 形成的侵蚀痕。一般呈齿状、梳状、穗状、 树枝状、蛇曲状等。 泡沫痕：泡沫痕： 是沉积物近于出 露水面时，水泡沫在 沉积物表面

49、暂停留所 留下的半球形小坑， 坑壁光滑，边缘无凸 起，很像小的痘疤， 常成群出现，大小悬 殊。 冰成痕：冰成痕： 冰成痕包括冰晶 印痕(常呈线状、放射 状、树枝状，如右图 所示)和冰融痕(不规 则圆状)，是气候的标 志。 、化学成因的构造、化学成因的构造 有些构造(如结核、缝合结核、缝合 线、叠锥等线、叠锥等)与化学溶解、 沉淀作用有关。 结核：结核： 是岩石中自生矿物 的集合体。这种集合体 在成分、结构、颜色等 方面与围岩有显著不同， 常成球状、椭球状及不 规则的团块状，从几毫 米到几十厘米，分布较 广。按成分可分为钙质 结核、硅质结核、黄铁 矿结核、磷质结核、锰 质结核等。 缝合线缝合线：

50、 最常见于碳酸盐岩中，但也出现在石英砂 岩、硅质岩及蒸发岩中。在垂直层面的切面中呈 锯齿状微裂缝，颇似头盖骨接缝。从立体上看则 为参差不齐的垂直小柱(缝合柱)。关于缝合线的 成因，假说很多，多数人接受压溶说，即在上覆 岩层的静压力和构造应力的作用下，岩石发生不 均匀的溶解而成。缝合线的形态是多种多样的， 如锯齿状及波状。 、生物遗迹构、生物遗迹构 造造 生物遗迹构造， 即生物遗迹化石， 是指保存在沉积 物层面上及层内 的生物活动的痕 迹。遗迹化石可 按形态及行为方 式不同分类，主 要分为七种常见 类型(如右图所示)。 下面介绍几种常见的遗迹化石类型：下面介绍几种常见的遗迹化石类型： 居住迹：居

51、住迹： 亦称居住构造或居住潜穴，是由潜底动物群或 内栖动物群建造的。造迹生物包括食悬浮物和食沉 积物的生物，甚至还有食肉动物。 爬迹：爬迹： 在这里是指运动痕迹的总称，包括所有由动物 跑动、走动、慢步或快步爬行和蠕动爬行以及横穿 沉积物犁沟式拖行等活动所建造的各种痕迹。爬迹 的路线或呈直线形、弯曲路线和无目的的紊乱划痕 等型式。 停息迹：停息迹： 又称为休息痕迹或栖息迹，它包括动物的静止、 栖息、隐蔽或伺机捕食等行为在沉积物底层上停止一 段时问所留下的各种痕迹。 进食迹进食迹(fodinichnia)： 又称为进食构造，是食沉积物的内栖动物活动时 留下的层内潜穴。这种潜穴一方面被造迹生物用来进

52、 行半永久性居住，同时又可从中加工沉积物来吸取食 物。所以，它是食沉积物的动物挖潜沉积物并从中摄 取有机质所营建的潜穴构造。 觅食迹觅食迹(pascichnia)： 又称为牧迹，属觅食拖迹。这种痕迹是动物边运 动边取食产生的，既可出现在沉积物表面，也可产生 于底层内部。 逃逸迹：逃逸迹： 亦称为逃逸构造，是半固着生物或轻微活动动物 在底层内快速向上移动或向下逃跑掘穴时遗留下来的 痕迹。 耕作迹：耕作迹： 常称为图案型潜穴。在这种图案型潜穴系统中，动 物进行永久性居住和进食活动，它们的活动方式为耕 作或圈闭式，或两者兼有之。 生物扰动构造：生物扰动构造： 广义的生物扰动构造即遗迹化石。它是生物破

53、坏原生物理构造， 特别是成层构造的过程。生物扰动构造可以被看做是一种破坏机制， 它不仅使不同的沉积物发生混合，而且也将地球化学和古地磁信息 变得模糊（见下图）。 （3）碎屑岩的颜色）碎屑岩的颜色 碎屑岩的颜色是碎屑岩最醒目的标志，是鉴 别岩石、划分和对比地层、分析判断古地理的 重要依据之一。 a、碎屑岩颜色的成因类型、碎屑岩颜色的成因类型 碎屑岩的颜色，按成因可分为三类，即继承继承 色、自生色和次生色色、自生色和次生色，继承色和自生色都是原 生色。 继承色：继承色：主要取决于碎屑颗粒的颜色，而碎屑颗粒 是母岩机械风化的产物，故碎屑岩颜色是继承了母岩 的颜色。 自生色：自生色：取决于沉积物堆积过

54、程及其早期成岩过程 中自生矿物的颜色。比如，含海绿石或鲕绿泥石的岩 石常呈各种色调的绿色和黄绿色，红色软泥是因为其 中含脱水氧化铁矿物(赤铁矿)。 次生色：次生色：是在成岩作用阶段或风化过程中，原生组 分发生次生变化，由新生成的次生矿物所造成的颜色。 这种颜色多半是由氧化作用、还原作用、水化作用或 脱水作用，以及各种矿物(化合物)带入岩石中或从岩 石中析出等引起的。 b、引起碎屑岩颜色的原因、引起碎屑岩颜色的原因 碎屑岩的颜色主要取决于岩石的成分，即决定于 岩石中所含的染色物质色素。实际上，碎屑岩的颜 色多半是由于含铁质化合物(绿、红、褐、黄色)或含游 离碳(灰、黑色)等染色物质(即色素)造成

55、的。 c、颜色的意义和描述方法、颜色的意义和描述方法 对岩石颜色的研究意义在于一方面岩石的颜色和 色调具有划分和对比地层的意义；另一方面，岩石的颜 色通常具有一定的成因意义。 颜色的描述方法应以表示 主要颜色为主，必要是在主要颜色之前附以补充色，并 以深浅表示色调，例如深紫红色或浅黄灰色。 二、碎屑岩沉积相各论二、碎屑岩沉积相各论 第一节第一节 沙漠（风成）相沙漠（风成）相 一、沙漠的环境特点 沙漠是大陆上雨量稀少、生物难以生存的干旱地区。因其蒸 发量很大，又缺乏植被，所以风的作用十分强烈。与沙漠有关 的干旱与半干旱气候区，约占现代大陆面积的三分之一。 沙漠中由于风的吹扬作用使基岩裸露，并伴有

56、崩裂的巨砾出 现，形成“岩漠”。它常位于沙漠层序的最底部，分布于风蚀 盆地和旱谷深处。风的吹扬和搬运，使沙质物质集中堆积，形 成风成砂沉积，不能被搬运的砾石、卵石、粗砂残留下来，堆 积而成“石漠”或称为“戈壁”。 第一节第一节 沙漠（风成）相沙漠（风成）相 二、沙漠的沉积类型及特征 沙漠按其沉积性质的不同，可分为岩漠、石漠(戈壁)、风成 砂、旱谷、沙漠湖和内陆盐碱滩等沉积类型，下面简述它们 的特征。 (一) 岩漠沉积 岩漠是以剥蚀作用为主的平坦的岩石裸露地区，风的吹扬作 用带走了细粒物质，仅在大石块背后的区域偶尔残留有少量 棱角状砾石或石块。岩漠沉积位于沙漠沉积层序的最底部， 但在地层剖面中很

57、难见到其保存。 第一节第一节 沙漠（风成）相沙漠（风成）相 (二) 石漠沉积 石漠又称为“戈壁”，是在地势平缓 地区风蚀残留地面上的残余堆积，即风力 以悬浮和跳跃方式所不能搬运走的残留粗 粒沉积。主要组分为砾石和粗砂，分选差 至中等，频率曲线为双峰式。砾石以稳定 组分为主，其表面有撞击痕和破裂现象， 风的磨蚀作用可形成风棱石。细砾石在强 风作用下可形成砾石丘，常具有大型交错 层理。沉积厚度较薄，一般仅数厘米，但 分布和延伸较远。石漠沉积也可以与沙丘 砂成互层产出，或呈沙丘砂层间的薄砾石 夹层(如右图所示)。现代石漠在中亚和非 洲均有分布，我国西北地区的戈壁亦属于 石漠沉积。 (三) 风成砂沉积

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

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

60、和蒸发矿物组成的韵 律层，蒸发矿物包扩方解石、白云石、石膏、硬石膏和岩盐等。 第一节第一节 沙漠（风成）相沙漠（风成）相 一、概述 冰川是陆地上的降雪经过堆积 和变质而成的一种流动的冰体 体系。现代的冰川在世界上分 布不广，据统计约占地表面积 的3。然而在地质历史时期， 却出现过几次规模巨大的冰期， 它们在地层中保存有广泛的遗 迹。 冰川环境是指直接同冰川冰接 触的地区。其主要地质营力是 冰川作用，突出的环境特征是 温度很低，降水量大，蒸发量 很小。通常将冰川分为山谷冰 川、山麓冰川和冰盖或冰帽 （见右图），冰川沉积是寒冷 气候的标志。 第二节第二节 冰川相冰川相 二、冰川的侵蚀、搬运和堆积作