概论二第6章水圈4-海洋与湖泊

6.4海洋海洋：地球水圈的最重要组成部分，水体体积占水圈的97%以上，大洋面积占地球表面积70%以上；大洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋；边缘海：与大洋保持自由沟通，但通常被岛弧、半岛或水下隆起所隔开的水域。如：南海、东海；内陆海(陆表海)：深入大陆内部，或大陆与大陆之间，通过海峡与相邻海洋或海湾保持有限沟通的水域。如：渤海、黑海；海洋的地质作用：海洋及其覆盖部分岩石圈的地质作用过程。概述Challenger1872年首次进行环球科考的挑战者号，开创了近代海洋学研究的基础!TheJOIDESResolution,auniquelyoutfitteddynamicallypositioneddrillshipwithafloatinglaboratory,hasbeeninvestigatingtheEarth'soriginandevolutionthroughscientificoceancoringworldwidesince1985.WhilecontractedfortheODPandtheIODP,operationshaveextendedfromnorthoftheArcticCircletosouthoftheAntarcticCircleandfromthedepthsoftheMarianaTrenchtothecoastalareasoffNewJersey.JOIDESResolution(乔迪斯决心号)OfficialNumber:6151Length:470.5ftPortofRegistry:Limassol,CyprusBreadth:70ftYearBuilt:1978GrossTonnage:10,282stABSClass:A1EDrillingUnitAMSACCUNetTonnage:3084stIceClass:1BLightShipDisplacement:9992stConstructedat:Halifax,NovaScotia,CanadaMaxLoadLineDisplacement:18,636stLastUpgrade:2009;JurongShipyard,SingaporeVesselCallSign:SBMM3Operatedby:StemOffshoreASOwnedby:OverseasDrillingLtd.Chikyu地球号JoidesResolution决心号Alvin1964年美国海军科研局和伍兹霍尔海洋研究所建造了一艘先进的潜水器——“阿尔文”号（Alvin），以纪念伍兹霍尔海洋研究所的海洋学家AllynVine。可以下潜到4500米的深海。1985年，它找到泰坦尼克号沉船的残骸，如今已经进行过近5000次下潜，是当今世界上下潜次数最多的载人潜水器。日本1989年建成的深海6500潜水器，曾下潜到6527米深的海底，曾创造了载人潜水器深潜的纪录。已作业1000余次。2012年6月27日“蛟龙”号载人潜水器完成7000米级海试第五次下潜试验后安全返回，本次下潜最大深度达到7062米。深海探测10994米，马里亚纳海沟超深渊区(>6000m)深渊区(4000-5000m)8468米，大西洋最深处8047米，印度洋最深处7265米，南大西洋最深处5607米，北冰洋最深处4267米，海洋平均深度1964年，美国阿尔文号1989年，日本深海65001987年，俄罗斯和平号2012年，中国蛟龙号无光区(1000-4000m)2438米，石油钻井深度微光区(200-1000m)有光区(0-200m)3800米，泰坦尼克号6.4.1大洋地貌与物理化学特征大洋地貌：包括大洋中脊地貌、大洋盆地地貌和大陆边缘地貌。大洋中脊是位于大洋中间、规模巨大的正地形，它比陆地上任何山系都要壮观。大洋中脊一般宽1,500-2,000km，高出洋底1-3km。各大洋的中脊首尾相连，连绵不断。总长度大约60,000km。大洋中脊的主要次级地貌单元：中央裂谷、转换断层。大洋中脊地貌大西洋、印度洋洋底地貌中央裂谷示意图蛇绿岩：大洋地壳的岩石组合辉绿岩硅质岩超镁铁岩辉长岩冰岛——北大西洋中央裂谷转换断层示意图转换断层：横切大洋中脊的巨大断裂体系，具有特殊的运动方式。转换断层的运动形式中央裂谷转换断层深海盆地：大洋盆地的主体，一般水深在4,500-5,000米之间；盆地中最为显著的地貌单元是深海平原，其坡度往往只有1/1000左右。面积可达数百万平方千米；无震海岭：大洋中脊一般有强烈的地震活动，但位于太平洋西北部的皇帝-夏威夷海岭、印度洋的马尔代夫海岭、东经90°海岭都没有现代地震，故成为无震海岭。大洋盆地地貌太平洋洋底地貌皇帝-夏威夷海岭洋中脊的俯冲？皇帝-夏威夷海岭东经90°海岭马尔代夫海岭印度洋的海岭海底高原(水下高地)：一般呈短轴状，可高出周围海底数千米。现在发现的海底高原有100多个，其中较为著名的有：百慕大高地、南印度洋水下高地。海底高原的成因还没有定论，一般认为是熔透式的火山形成的。南印度洋水下高地盖约特的一种下沉模式：随着海底扩张大洋板块把形成于中脊附近的盖约特带到大洋盆地，并逐渐沉入水中。海底平顶山：

又称盖约特（Guyot，普林斯顿大学地质系第一任系主任，由赫斯命名）是一种特殊类型的海底火山，其平顶是被波浪削平的，后来又下沉被海水覆盖。另一种模式：盖约特形成之后在均衡作用下逐渐沉入水中大陆边缘：大陆向大洋过渡的区域，根据其构造特性可分为活动大陆边缘和被动大陆边缘：被动大陆边缘：主要地貌单元有：大陆架、大陆坡和大陆坡脚（大陆隆）。活动大陆边缘：主要地貌单元（构造单元）有海沟、火山弧和弧后盆地。大陆边缘地貌被动大陆边缘的地貌单元大陆架：大陆的自然延伸，一般坡度小于1°，水深200m左右。与大陆坡过渡的地方有明显的弯曲。大陆坡：平均坡度约为4-5°，深度可达3000m。大陆坡被众多的水下峡谷所切割，切割深度可达1000米或更深。大陆坡脚：位于大陆坡和大洋盆地之间，是非常平缓的水下平原，常有巨厚沉积。西太平洋型活动陆缘安第斯型活动陆缘陆源岛弧盆岭省海水的温度海水表面温度分布与气候带有密切关系，首先与太阳的辐射直接相关。太阳辐射的分布很不均匀，造成海水表面的水温相差很大：高纬度地区可到－1.8～－2℃或更低；赤道附近的热带可以达到28℃或更高；中纬度地区海水温度随季节的变化明显。

厄尔尼诺(ElNiño)现象：太平洋表层水温异常升高，造成鱼类大量死亡的现象。海洋—大气系统：热带太平洋西部表层水较暖，东部很低。东、西洋面间的水温梯度变化和东向信风构成了一种动态平衡。厄尔尼诺现象的产生：西太平洋暖热气流伴随着雷暴东移，使得整个太平洋水域水温变暖、气候出现异常；可持续一年，甚至更长。西班牙语中的“圣婴”。得名于：首先发生在南美厄瓜多尔和秘鲁太平洋海岸附近，多发生在圣诞节前后。厄尔尼诺现象厄尔尼诺：不规则重复出现。一般每3～7年出现一次。1982—1983年的厄尔尼诺：当时被认为是最严重的。影响遍布全球大陆，经济损失达130亿美元、数千人死亡。紧接着，1986年又发生了一次较弱的厄尔尼诺现象，一直持续到整个1987年。拉尼娜(LaNiña)现象：厄尔尼诺过后一年，热带太平洋上出现的与上述情况相反的一种更冷的状态。拉尼娜现象表现：东太平洋明显变冷，并伴随着全球性气候混乱。上世纪90年代以来ElNiño变得更加频繁。本世纪的ElNiño现象有2002–03,2004–05,2006–07,及2009–10，但与1997-98事件（升温5°C，98洪灾）相比，均较弱。九七年春季开始的厄尔尼诺现象异常高温区异常高温区异常高温区异常高温区厄尔尼诺的影响：全球性！澳大利亚和印尼：严重干旱；南亚：夏季季风降雨减弱；南美太平洋沿岸：水灾、渔业资源严重受损、海洋生物分布发生变化。厄尔尼诺直接侵害地区，房屋被水淹没，森林受到毁坏，农作物和渔业受到摧残；同时，由洪水泛滥造成的水资源污染以及病菌传播而导致的各种疾病等次生灾难的发生。厄尔尼诺发生的原因：尚不十分清楚！对于厄尔尼诺发生频率的加快，有些科学家认为与全球温室效应有关，但究竟是由全球变暖引起的，还是自然界本身的现象？目前仍是个迷。新的ElNiño：2014/9国际气候预报中心(CPC)预测在14年秋冬有60-65%的概率形成新的ElNiño，日本气象厅在14年12月声称新的ElNiño已经开始，而15年3月CPC正式宣称新的ElNiño已经来临。海水的密度和压力

一般情况下，可以认为海水密度为1g/cm3。但实际上,海水密度是随着温度和含盐度的变化而有所改变：含盐度：正相关，含盐度增加、密度也增加；海水温度：负相关，水温增加，海水密度降低。赤道地区海水密度最小，近极区水温4℃海水密度最大。海水压力：正相关，随着深度增加而增加，在深海沟处达到最大。

海水的盐度

海水的盐度：海水中盐的含量，通常用千分含量（‰）表示。大洋的总盐度平均约为35‰，即海水含盐量为35g/l。这个数值很稳定，几乎在所有大洋，水的主体含盐量都是一致的。近海海域和海洋表层水（200m以上）：盐度变化却比较大，范围在32‰～37‰之间变化，其原因与气候分带性有关。

海水的化学成分几乎所有化学元素都可以在海水里找到，但只有少数几种元素，决定了海水的盐类组成和化学性质。从海水中各种离子的组成看，氯化物的含量占有主导位置，其次是硫酸盐类，然后是碳酸盐类。海水对各种盐类的溶解度也不一样。由于碳酸盐类的溶解度较低，大量的海洋化学沉积是碳酸盐类。

阳离子阴离子离

子含量（g/kg）占离子总量百分比离

子含量（g/kg）占离子总量百分比Na+10.759638.64Cl—19.352945.06Mg2+1.29658.81SO42—2.71244.66Ca2+0.41191.69HCO3—0.14120.20K+0.39910.84Br—0.06740.07Sr2+0.00780.01F—0.0013

H3BO30.0255

总量12.874949.99总量22.300649.99海水含盐度为35‰时的离子组成6.4.2海水的运动全球洋流运动系统常见运动方式：洋流、波浪、潮汐、海啸等洋流(oceancurrent)：大量海水发生长距离的运动，影响因素有温度、盐度、季风和地球自转等。洋流速度一般不超过0.5~1.5m/s；按深度划分：表层(主要与定期到来的信风有关)、深层(主要受海水密度控制)和底层洋流等；按温度划分：冷流和暖流，两者构成表层海水的循环。黑潮暖流：是北太平洋副热带高压带的重要流系，也是影响中国沿海水文系统的重要流系。黑潮是一支高温、高盐度流系，其厚度大约800-1000m，由于呈暗色，故称“黑潮暖流”。沿岸流：与海岸平行的近岸海流，主要受季风的影响。洋流TheOyashioCurrentcollidingwiththeKuroshioCurrentnearHokkaido.Whentwocurrentscollide,theycreateeddies.Phytoplanktongrowinginthesurfacewaterseconcentratedalongtheboundariesoftheseeddies,tracingoutthemotionsofthewater.CHINAJapanTheoceancurrentssurroundingtheJapanesearchipelago:1.Kuroshio;2.Kuroshioextension;3.Kuroshiocountercurrent;4.TsushimaCurrent;5.TsugaruCurrent;6.SōyaCurrent;7.Oyashio;8.LimanCurrent由日、月引潮力所引起的海平面作周期性振荡的过程成为潮汐(tide)。开阔大洋的潮差大约在1m左右，在一些海湾有的海潮可以达到18m，有些地方可以形成全日潮或不规则的潮汐。潮汐运动包括了大洋的整个水层，因此，它在海洋沉积物的搬运和沉积过程中具有重要意义。潮汐(海潮)Hightide,Alma,NewBrunswickintheBayofFundy,1972LowtideatthesamefishingportinBayofFundy,1972Thetypesoftides波浪波浪的运动形式及其影响范围波浪的作用深度约半个波长波浪的波长取决于风力大小海水表面质点的运动轨迹波浪：海水在风的作用下，海洋表面附近的水质点发生周期性的振荡，波浪是一种面波。波浪作用的水深：相当于波长的一半。在正常情况下所影响的范围从低潮线到水深约20米的范围；但风暴浪可以影响到水深200米的范围。海岸附近，当水深小于1/2波长时，波长开始变短，波高变大，并最终出现翻卷浪和拍岸浪。海啸：由发生在水下的地震或火山爆发所引起的巨浪，传播速度可以达到200-500km/h，会对海岸和人类造成极大的破坏。强大的季风可以引起一些海湾的风暴增长，使风暴增长地区的潮位比正常情况高出数米。海啸、风暴增长2004年12月26日的印尼海啸2011-3-11日本地震引发的海啸浊流：由碎屑物和水混合而成的在盆地底部流动的重力流。海底浊流：一般发端于大陆坡上部或陆架，在地震、火山爆发或其他触发因素作用下，浊流裹挟着泥沙顺着大陆坡的海底峡谷进入深海盆地，形成海底沉积扇。浊流Turbiditeinterbeddedwithfinegraineddusky-yellowsandstoneandgrayclayshalethatoccuringradedbeds,PointLomaFormation,CaliforniaTurbidity

current6.4.3海洋的破坏作用6.4.3海洋的破坏作用海洋破坏作用集中体现在对海岸的塑造过程：水浪对海岸的冲击、水浪所携带碎屑物对海岸的破坏和改造、海水对海岸岩石的化学侵蚀等。根据海洋的水动力特点可将海岸分为几个带：后滨：高出高潮位的海岸带，仍然保留着海洋作用的地貌。前滨：高潮位和低潮位之间的地带。滨外：正常波浪作用范围的浅水区。滨海浅海后滨前滨滨外海岸带高潮线低潮线大陆架海岸带各单元的划分集中在高潮线附近，涨潮过程所形成的波浪对海岸具有强大的破坏作用，并在高潮线附近形成拍岸浪蚀洞——携带岩石碎块的暴风浪对松软岩石的侵蚀破坏的结果。海浪作用的不断进行，浪蚀洞进一步扩大以后悬崖就要坍塌，海岸向大陆方向退却，并逐渐形成海蚀阶地（波切台）。在海浪对海岸进行破坏的同时，被海浪剥蚀下来的碎屑物被海浪带到滨海水中，形成水下堆积阶地（波筑台）。波浪对基岩海岸的破坏海蚀阶地的形成示意图拍岸浪蚀洞Awave-cutplatformisexposedatlowtideinCAAwave-cutplatformwidensasaseaofcliffretreats当波浪向垂直海岸方向运动时，碎屑物也是以垂直海岸的形式运动。波浪向海岸运动时具有较大能量，可以把砾石或粗砂带向海岸；退却时能量大为减弱，只能把较细的碎屑物带回海洋；而一些中等颗粒的碎屑物在往返运动中距离基本保持在原地，这一位置称为中线。随着波浪作用的不断进行，波浪的水动力条件也发生改变，其结果是使中线不断向大洋方向移动，并最终达到平衡，形成海岸平衡剖面。近岸堆积物的主要特点是：碎屑物的颗粒从大陆向大海的方向逐渐变细，具有良好的磨圆度和分选性。波浪对海滩海岸的塑造海岬海湾Coastalstraighteningofanirregularcoastlinebywaveerosionofheadlandsandwavedepositionofsedimentinbays.Continuederosionproducesastraight,retreatingcliff.海蚀柱TheeffectsofRisingSeaLevelSealevelhasrisenabout130metersinthepast15,000yearsasthePleistoceneglaciersmelted,addingwatertotheoceans.IfalltheglacialiceonEarthweretomelt,sealevelwouldriseabout60meters,drowningmanycoastalareas.Risingsealevelcancauseerosionofbothgentle(A)andsteep(B)coasts,leadingtodestructionofbuildings.海洋的沉积作用按水动力条件和沉积环境可以分为以下几种类型：滨海沉积：海岸带的类型和水动力条件——海滩、潮坪、岸礁礁坪、沙岛-泻湖体系等。浅海沉积：主要涉及大陆架浅海地区，根据水动力条件——冲淡水、浪控、潮控、海流、环流和生物、化学沉积等。深海沉积：水深大于200米的海域(大陆坡、大陆坡脚和深海盆地)，依据沉积物物源和成分——陆源碎屑、火山碎屑、深海粘土、深海生物源、深海化学等。6.4.4海洋的沉积作用海滩沉积：以波浪为主要水动力、以疏松的硅质碎屑为沉积物的滨海沉积类型。波浪除了塑造海滩的平衡剖面外，在不同水动力条件下，还可以塑造一些特殊的海滩沉积地貌。沿岸堤：是由潮汐波浪的上冲流和回流所形成的，一般平行海岸分布。沿岸堤可以发展成为沙坝、沙岛，使堤内海水呈半封闭状态，不能与大洋水域正常沟通，形成障壁沙岛-泻湖体系。滨海沉积及沉积地貌Seasonalcycleofabeachcausedbydifferingwavetypes.佛罗里达的沙坝

在水动力长期稳定的情况下，沿岸堤有可能逐渐发育加大，并露出水面形成沙坝，且长期保留。但沙坝是不稳定的。沙咀(sandspit)：发育在有较强沿岸流(或波浪和潮流斜向冲向海岸)的地段。当海岸向大陆弯曲时，沿岸流所携带的碎屑物由于水动力条件的突然改变而沉积下来形成沙咀——沿岸流从海岬流入海湾处，“咀”向海湾。沙咀离岸坝和连陆岛：受到一些地形的影响，如波浪受岛屿的影响，在浪影区接受沉积(类似沙咀的发展)，海滩会形成特殊的与海岸近垂直的离岸沙坝(Tombolo)。个别岛屿的离岸沙坝经长时间发展，最终将到达岛屿，形成连陆岛(或连陆沙洲)。连陆岛形成示意图（上图）辽宁锦县大笔架山连陆岛（右图）波浪岛屿离岸坝海滩陆地潮坪：以潮汐作用为主的，坡度平缓的滨海沉积环境，是坡度极缓的海岸带：坡度3-17´，潮差>2m，宽度1-20km，波能较小；沉积物为细碎屑为主，平均0.01~0.001mm之间；潮上坪：特大的高潮位与平均高潮位之间；潮间坪：平均高、低潮位之间；潮坪沉积物：粒径从大陆向大海方向由细变粗（与海滩的粒序正好相反），这是因为潮坪的波能较小，在低潮位波浪的活动比较活跃造成的。潮坪沉积礁：发育在水面附近的、栖息着特殊生物群落的正地形。岸礁是发育在海岸附近的生物礁：珊瑚(骨骼成礁)-蓝藻(胶结作用)；礁坪：岸礁生物不断向大海方向扩张生长而形成。礁坪沉积物：以钙质生物碎屑为主，一般是珊瑚和藻类生物的骨骼(生物碎屑和化学沉积)。环形礁：由环火山岛的岸礁发展而成。岸礁—(火山岛下沉)—障礁(如澳洲大堡礁)—(火山岛沉入海底)—环形礁——泻湖(中部)。礁与礁坪沉积珊瑚-海藻礁类型Fringingreefsareattacheddirectlytotheisland;Barrierreefsareseparatedfromtheislandbyalagoon;Atollsarecircularreefswithcentrallagoons.ReefsontheislandofMooreaintheSocietyIslands,south-centralPacific.泻湖：与海水有限沟通的半封闭水体。通常，泻湖由于强烈蒸发，又不能与海水进行充分水体交换，因此含盐度都比较高，除非泻湖有河流的入口。泻湖沉积物一般可分为三大类：陆源碎屑沉积物、生物沉积物(陆岸沼泽沉积和湖底生物遗体沉积)和化学沉积物。陆源碎屑物：主要分布在沙岛附近，在泻湖与海洋沟通的潮道口可以形成涨潮三角洲和退潮三角洲。生物沉积物：水动能较小，一般呈还原环境。因此动物很少生长，但微生物却比较繁盛，品种单一。化学沉积物：含盐度较高，在海水蒸发过程中会有许多化学沉积物在湖底沉积，形成蒸发盐类。沉积相：草沼相、泻湖泥相、障壁砂相、浅海砂相。障壁沙岛-泻湖体系泻湖障壁沙岛沼泽沼泽沼泽沼泽深海沉积作用与沉积物来源有密切地关系，主要有以下类型：陆源碎屑沉积：沉积物来源于大陆，主要分布在大陆边缘。火山碎屑沉积：由火山喷发物组成的碎屑沉积，分布在大洋火山岛周围。生物源沉积：可以分为钙质软泥和硅质软泥沉积，其分布范围与生物种类分布密切相关。溶解效应与介壳(生物种类)的耐溶性和海水深度有关：差异溶解效应——碳酸盐的溶跃面(Lysocline)——碳酸盐的补偿深度(CCD)；硅质软泥沉积还与产生硅质介壳的生物分布直接相关：硅藻——习冷，主要分布在高纬度地区；放射虫——习暖，主要分布在赤道地区。粘土沉积：主要分布在东北太平洋中部地区，由于远离大陆，各种沉积物都很少，沉积速率较低，因此沉积物中的宇宙物质丰度略高。深海化学沉积：以过饱和沉积的形式出现。深海沉积45S45N707004080120160°E160°W12080400陆源碎屑沉积钙质软泥沉积硅质软泥沉积深海冰川沉积深海粘土全球深海沉积物分布沉积岩：约占地球表面岩石的75%左右，大多由海洋沉积物经过成岩作用形成的。地壳表层沉积岩：主要是古海洋沉积物经历长期、复杂的地质作用过程的结果；由各种松软的沉积物变成固结岩石的过程称为成岩作用。

成岩过程：主要进行压实和胶结作用，其中一个很重要的过程是重结晶。海洋生物沉积很容易发生重结晶作用：介壳——溶解——沉积、重结晶，如珊瑚礁——结晶灰岩。6.4.5成岩作用与沉积岩上覆压力长石石英孔隙胶结物松散沉积物压实后状态胶结成岩压实作用：从松散碎屑物压实成为固结岩石，体积可以减少50％以上；细小的泥质碎屑物的压缩量更大，可超过70％。压缩过程所受的力：主要来自上覆沉积物的静压力。因此，埋藏越深的沉积物所受压力越大，压缩量也越大。当然，压缩量达到一定程度后沉积物便不能再被压缩。胶结作用：也是成岩作用中非常重要的一环，是胶结物以不同形式充填于沉积颗粒之间，使沉积物（尤其是碎屑物）颗粒彼此联结在一起，形成坚固岩石的过程。最常见胶结物有SiO2（硅质胶结）、氧化铁（铁质胶结）、碳酸钙（钙质胶结）等。

层理：沉积岩特有的构造特征，反映了沉积岩形成的环境。沉积岩的原始产状应该是水平或近水平层理。正常层理、斜层理、交错层理；层面构造：沉积岩的另一种常见构造现象，也是用来判别沉积地层层序的重要标志。波痕、泥裂、雨痕是常见的层面构造；不整合：沉积地层在沉积过程中发生沉积间断所形成的，不整合的存在往往代表了一次构造运动。不整合的特点是不整合面与上覆地层的层理平行。沉积构造水平层理斜层理交错层理雨痕与泥裂泥裂岩石中的泥裂岩石中的泥裂Developmentofripplemarksinloosesediment:

Symmetricripplemarksformbeneathwaves.

Asymmetricripplemarks,formingbeneathacurrent,aresteeperontheirdown-currentsides.

Ripplemarksonabeddingplaneinsandstone,Utah.

Currentripplesinwetsedimentofatidalflat,California.岩石中的波痕岩石中的韵律层粒序层是常见的沉积岩层内构造，当一次洪水或浊流过后，水流所携带的碎屑物会按粒度大小依次沉积，构成底部较粗顶部较细的韵律层。季节性的碎屑物沉积也常出现韵律层。不整合根据沉积岩的不同成因，可以分为三种主要类型：由岩石遭受机械破坏所形成的碎屑沉积而形成的碎屑岩；由岩石机械破坏所形成的极细的碎屑物和化学破坏的产物所形成的泥岩；由化学和生物作用，并通过盐类在水中的过饱和沉积和生物遗体沉积所形成的沉积岩(化学岩、生物化学岩)。沉积岩根据成因，可把沉积岩分为三种主要类型：碎屑岩、泥岩、化学-生物化学岩——北大教材根据成因，可把沉积岩分为：陆源碎屑岩、火山碎屑岩、内源沉积岩(化学岩和生物化学岩)——南大教材(舒良树)同样，根据成因，还有人将沉积岩分为：碎屑沉积岩(detritalsedimentaryrocks)、化学沉积岩(chemicalsedimentaryrocks)、和有机沉积岩(organicsedimentaryrocks)——PlummerC.etal.,PhysicalGeology,Textbook,中国西北大学教材沉积岩的分类（续）命名：主要根据碎屑物的成分、粒度大小命名。描述：通常包括：碎屑岩的颜色、碎屑物的成分及其所占的比例、碎屑物的结构特征、胶结物和胶结方式等。碎屑岩颜色：主要取决于沉积物的矿物和胶结物成分，及沉积物来源和沉积环境相关。暗色矿物含量多的岩石颜色较深，反之则较浅。铁质胶结物的沉积岩多为红色或褐色，钙质或硅质胶结物则多为白色。在干燥炎热的气候条件下通常为氧化环境，有机质容易分解，低价铁容易进一步氧化成高价铁，因此，沉积岩通常显示为红色；潮湿低温条件下，还原环境，有机质不易被分解，铁为二价，沉积岩通常为蓝色、深灰色、灰绿色、黑色等。

成分：构成碎屑岩的主要矿物成分，如石英、长石、云母、重矿物或者是岩屑等，以及各种组分在岩石中相对比例。结构特征：主要指碎屑物的颗粒形态，如粒级大小、磨圆度、分选性、表面特征（粗糙度、划痕、氧化程度或其他特征）等。

ABC碎屑岩的主要胶结方式A－基底式胶结B－孔隙式胶结C－接触式胶结成岩作用中的胶结物和胶结方式可以反映碎屑物的成岩环境：常见胶结物：钙质胶结、硅质胶结、铁质胶结和泥质胶结。常见胶结方式：基底式胶结、孔隙式胶结、接触式胶结和无胶结物。

砾岩：由直径大于2mm碎屑和胶结物组成，砾岩中2mm以上碎屑物通常在50％以上。砾石成分通常为坚硬的岩石或矿物，如花岗岩、石英岩等，不同砾岩有不同的胶结物，钙质、硅质、铁质、泥质均有。如果砾石磨圆度很差，有明显的棱角，则称为角砾岩。

砂岩：由直径2～0.1mm的碎屑物和胶结物组成，该粒级范围的碎屑物含量在50％以上。砂岩的碎屑物成分以石英、长石为主，有时有白云母、暗色矿物、重矿物和岩屑。胶结物主要是钙质、硅质、铁质和粘土。以岩屑为主的砂岩称为杂砂岩或硬砂岩。粉砂岩：由直径在0.1～0.01mm的碎屑物和胶结物组成，且该粒级的碎屑物含量在50％以上。粉砂岩的碎屑物成分多为石英，部分为长石，岩屑很少见。胶结物为钙质、铁质、硅质和粘土。粉砂岩的碎屑物颗粒较细，肉眼难于鉴别，在放大镜下可以识别。粉砂岩表面（新鲜断面）手感粗糙，很容易与泥质岩类相区别。

石英砂岩杂砂岩泥质岩：也经常被称为粘土质岩，是沉积岩中分布最广的一类。大部分泥质岩都是以碎屑状态从物源区以机械形式被搬运到沉积盆地的；因此，有的学者将其列入碎屑岩类。但一些泥质岩类的形成包含有化学沉积和生物作用。泥质岩的成分：通常含有很多粘土矿物，如高岭石、蒙脱石、伊利石等，使得泥质岩常有一些独特的物理性质，如可塑性、烧结性、耐火性、吸附性、吸水膨胀性等都是泥质岩的一些重要特性，这些特性经常用于工农业生产。泥质岩类通常含有丰富的有机质，因此是重要的生油岩层。在生油过程中，粘土矿物起到吸附和催化作用。固结压实后的泥质岩孔隙度通常很小，也是油气田的良好盖层。泥质岩的矿物颗粒很细，肉眼无法辨别。因此，泥质岩结构、构造和颜色是肉眼鉴别泥质岩的主要依据。

泥质岩各粒级含量粘土粉砂砂泥质结构>95％<5％－含粉砂泥质结构>70％5～25％<5％粉砂泥质结构>50％25～50％<5％含砂泥质结构>70％<5％5～25％砂泥质结构>50％<5％25～50％结构类型粒度及含量按粒级划分的泥质岩结构类型泥质岩按粘土矿物的集合体形态可分为：胶状结构：岩石由凝胶作用形成，在成岩脱水过程中形成一些裂隙、贝壳状纹等；豆状结构：豆粒由粘土矿物组成，直径大于2mm，无同心圆结构；鲕状结构：常与豆状结构共存，鲕粒直径小于2mm，多具同心圆结构，鲕粒可以是粘土矿物，也可以是氧化铁、有机质等；碎屑状结构：通常是在泥质岩尚未完全固结的情况下遭破坏，形成的碎屑又被粘土物质胶结而成；也有在成岩脱水收缩中形成的。

泥质岩的构造：常见的是层状构造和波纹、泥裂等层面构造。良好的薄层状构造是泥质岩最常见的构造，发育薄层构造的泥质岩称为页岩：由于成分的差异泥质岩还经常出现斑点构造、条带状构造、网状构造等。泥质岩还有一些显微构造，如鳞片构造、毡状构造、定向构造、格子状构造等。

泥质岩的颜色：多种多样，主要取决于粘土矿物的成分和染色物的成分：白色和灰白色：表明泥质岩缺少有机质或染色元素；红色、红褐色、棕色、黄色等：强氧化成岩环境；绿色、蓝色：弱还原条件；灰黑色、黑色：强还原条件。页岩：最常见的泥质岩，有各种各样的颜色，具薄层状页理构造，主要由高岭石、水云母等粘土矿物组成。岩石所含成分不同，则有不同的名称，如炭质页岩、钙质页岩、铁质页岩等。致密厚层的泥质岩称为泥岩。

页岩碳酸盐岩：主要由沉积的碳酸盐矿物（方解石、白云石、文石等）组成，主要岩石类型是灰岩和白云岩。碳酸盐岩：在地壳中的分布仅次于泥质岩和砂岩，是主要的沉积岩类型，约占20％左右。在我国，碳酸盐岩是主要沉积岩类型，约占总面积的55％，西南地区分布有大面积的碳酸盐岩，形成世界著名的喀斯特地貌。

碳酸盐岩灰岩：一般为灰白色、灰色，杂质较多时呈深灰色，主要矿物成分为方解石，遇盐酸起泡。除了前述的各种常见构造外，还经常出现鲕状、竹叶状、豹皮状等构造。纯灰岩是石灰、水泥的原料，但大多数的灰岩含有白云质、泥质、燧石等其它杂质。

白云岩：一般为灰白色，主要矿物成分是白云石和方解石，遇盐酸微弱起泡。由于构成白云岩的白云石和方解石物质成分和化学性质极为相似，因此灰岩和白云岩可以任何比例构成二者的过渡类型岩石，如白云质含量多就称其为灰质白云岩，反之称为白云质灰岩。

岩相：影响岩石形成因素的综合，反映了岩石形成时的环境条件；“相”(沉积相)是在一定的自然环境中形成的岩石。因此，可根据岩石一系列的成因标志(如岩石的物质组成、结构构造、化石种类等)可以判断其形成环境。相的概念最早在19世纪由瑞典科学家A.Gressley提出。海相近岸相浅水相中深水相次深水相深水相陆相残积相坡积相洪积相冲积相风积相湖相湖－沼相沼泽相冰积相冰水相洪水湖相咸水湖相过渡相淡化泻湖相咸化泻湖相河口和溺谷相三角洲相环境决定沉积物的总体面貌6.5湖泊和沼泽的地质作用世界最高湖——纳木错，4718m湖泊主要发育在潮湿气候区的低地和盆地，占大陆面积的2%以上。湖泊：被静止水或弱流动水所