陆源碎屑海相组的分类

沉积相的分类一般都是按自然地理环境划分的，但目前尚无统一的分类。常见的分类是首先把相划分为大陆相、海相及海陆过渡相三个大相，有人也称其为相组；然后再根据自然地理环境的局部变异划分为不同的相。各相之内还可按其次级环境的差异划分为不同的相或叫亚相。下面把各大相（相组）的主要特征及其进一步的划分简述如下。
1.大陆相组
大陆相组是在大陆环境中形成的。影响陆相沉积的因素主要有地形、气候及生物界。陆相沉积的主要特点是以陆源碎屑沉积为主，内源沉积较少。碎屑沉积物的成分复杂，分选性及圆度不好，层理极为多样，岩层变化大，分布范围小。生物化石主要为淡水生物及陆上动植物。陆相沉积按其形成的次级环境不同常分为下列各相：
冲积扇相
河流相
湖泊相
沼泽相
沙漠相
冰川相
2.过渡相组
过渡相组是在海陆过渡的地带内形成的。它兼受海洋营力和大陆营力的作用，其主要的沉积环境是堡岛、潟湖和三角洲。过渡环境的主要特点是其盐度不正常，多为半咸水或超咸水，常有淡水生物和宽盐度的海生生物出现，有的生物有明显的特化。沉积物有的以陆源碎屑为主，有的则以碳酸盐岩、蒸发岩等内源沉积岩为主。过渡相进一步可分为：
三角洲相
堡岛碎屑岩相
潮坪－潟湖相
3.海相组
海相组是在海洋环境中形成的。海洋是沉积物堆积的主要场所，发育有外源沉积岩或内源沉积岩。海洋沉积主要受海水的物理化学性质、海水深度、海底地形及海洋气候因素的控制。海洋沉积物的一般特点是成分比较单一，陆源碎屑的成分和结构成熟度高，岩层分布广，岩性稳定，常富含海相生物。海相沉积按其形成的海水深度可分为：
滨海相
碎屑岩滨海相
碳酸盐岩滨海相
浅海相
碎屑岩浅海相
碳酸盐岩浅海相
半深海及深海相
以上这些相，因为有些不常见，故不予介绍，有些相则因性质相近，因而合并在一起介绍，如湖泊相和沼泽相、各种碳酸盐相等。

（一）粗碎屑岩——砾岩和角砾岩
1.概述
粒度大于2mm的碎屑含量在50%以上，并为其他物质所胶结的岩石，称为粗碎屑岩。粗碎屑岩中以岩屑为主，亦含少量矿屑，被化学沉淀物质所胶结，碎屑颗粒间的孔隙常被砂质及粘土质等物质所充填。
粗碎屑物质一般搬运不远，故母岩性质对粗碎屑岩中的岩屑成分影响甚大；特别是角砾岩，其大部分角砾的成分取决于母岩的成分。砾岩中的砾石，因经过短途搬运，产生分选和渗合作用，成分可较为多样化。
2.粗碎屑岩的划分
（1）根据砾石圆度划分
砾岩：岩石中碎屑的磨圆度50%以上为圆状和次圆状的称为砾岩。砾岩是碎屑物质经过搬运磨圆或沉积物再搬运再沉积的产物。
角砾岩：岩石中碎屑50%以上为棱角状和次棱角状的称为角砾岩。角砾岩是碎屑未经搬运或短距离搬运或某种介质搬运后快速堆积的产物。角砾岩除沉积成因之外，还可以由构造作用（断层角砾岩）、火山作用（火山角砾岩）等形成。
（2）根据砾石大小分（表8-2）

表8-2 按砾石大小划分的砾岩（角砾岩）分类表

（3）根据砾石成分划分
1）单成分砾岩（角砾岩）：砾石成分主要为一种，含量在75%以上。常见的砾石成分是石英、燧石、石英岩、硅质岩等性质稳定的岩屑和矿屑。填隙物常与砾石成分相同，胶结物常见的有碳酸盐质、硅质和铁质。典型的单成分砾岩分布在地形平坦的滨岸地带。由于碎屑经过长距离的搬运，并受到海浪的反复冲刷磨蚀而成。例如石英质砾岩，它不仅成分单一，而且圆度也很高。自然界中常可在局部见到单成分的角砾岩，这些角砾岩成分可以是很软和易溶的岩石，如石灰岩、泥岩等。这种岩石是由于母岩迅速被机械破碎，角砾就地堆积或被搬运不远就堆积下来而成的，如洞穴角砾岩、滨海陡岸角砾岩等。
2）复成分砾岩：砾石成分十分复杂，各种岩石的砾石都可能出现，但其含量均不超过50%。复成分砾岩的砾石常分选不好、圆度不高。这种砾岩多沿山麓呈带状分布，代表巨大古老山脉中的母岩迅速被破坏、迅速堆积的产物。复成分砾岩的命名可根据其中主要砾石成分来命名，如安山-流纹砾岩、石英岩-花岗岩砾岩等。
（4）根据砾岩（角砾岩）在地质剖面的位置分
1）底砾岩：分布于侵蚀面上，位于海侵层位的最底部。岩石的特点是：成分较简单，以坚硬稳定的砾石为主；圆度高；分选好；厚度一般不大，但层位稳定。在地质剖面中底砾岩的出现，代表着一个长期的沉积间断之后，另一个新的沉积时期的开始。
2）层间砾岩：是整合地夹于其他地层之中的砾岩。在沉积过程中由于沉积环境的局部变化，如流水对盆地底部的冲刷、波浪的冲击，盆地底部或沿岸发生山崩地滑等原因，均可形成层间砾岩。层间砾岩的特点是：砾石圆度差，砾石成分多为不稳定的岩屑，但与下伏基岩一致；充填物、杂基及胶结物的成分均较复杂，是近源堆积的产物。
3）层内砾岩：指沉积物尚处于半固结状态时，经破碎和再沉积而成的砾石沉积物，再经成岩作用而成的砾岩。该成因的砾石属内碎屑，它不能代表沉积间断，故又称为同生砾岩。其成分取决于下伏岩层的岩性，成分单一，搬运距离短，磨损轻微。常见的层内砾岩有竹叶状灰岩和泥砾岩，如我国华北寒武系中的竹叶状灰岩。
（5）根据砾岩（角砾岩）的成因分
砾岩（角砾岩）的成因分类，也称为综合分类。分类的具体指导思想是以具有成因意义的砾岩特征作为分类基础，既便于分析成因，又便于实际工作。不少学者作了许多砾岩的综合分类及有益的尝试。1975年裴蒂庄首先对砾岩进行了综合分类；1986年曾允孚等在总结前人成果的基础上，提出了砾岩的综合分类方案（表8-3）。

表8-3 砾岩综合分类

①指粗碎屑中所含者。
（据曾允孚，1986）
3.主要的砾岩和角砾岩的岩石学特点及类型
砾石的粒度、成分、形状特征以及杂基和胶结物的多少及其性质，在砾岩和角砾岩中变化很大。物质来源、搬运及沉积的条件以及成岩后生变化等条件，都对砾岩的面貌有很大影响。可以说砾岩和角砾岩是对生成条件反应最为灵敏的一类岩石。
自然界中单成分的砾岩比复成分的砾岩少。经过长距离搬运或长时期的改造后，可能只剩下最稳定的石英岩岩屑而形成石英岩砾岩。但是单成分的砾岩也不仅仅是石英质的，如川西侏罗纪莲花口砾岩中石灰岩砾石占90%以上。此外还有主要由泥岩砾石组成的单成分砾岩，它们可以是冰川成因的，或者是干旱气候带的冲积扇以及海底地滑成因的。一些后生的砾岩和岩溶角砾岩、断层角砾岩也常为单成分的。
典型的单成分正砾岩就是石英岩质砾岩，它的砾石来自石英脉、某些石英岩和燧石（如来自石灰岩中的结核）。因此，这种砾岩不会形成巨大的沉积体，常为石英砾岩薄层、透镜状体或巨大交错层砂岩中的夹层；砾石的粒度也不大，一般仅数厘米，通常磨圆度较好，多为经多次改造过了的多旋回性的再沉积物。这种砾岩常作为底砾岩而存在于海进层序的底部（或近底部处），具明显大陆成因的特征。如四川第四系的江北砾岩为典型石英岩质砾岩，它是河相成因的。根据世界各国对此类砾岩的研究报导来看，可以是河流成因，或海滩、浪成的，但大多数是河成的。
尽管石英岩质砾岩具有很高的成分成熟度和结构成熟度，但与它共生的砂岩却不具有较高的成熟度，通常是岩屑砂岩。
岩屑砾岩（不稳定的砾岩占10%以上，即裴蒂庄分类中的正砾岩中的岩屑砾岩）是最常见的一种砾岩。一般厚度很大，呈楔状体产于盆地边缘（或老山边缘），它可产于沉积建造的底部，或建造内一定的层位中。砾石一般粗大，粒径数厘米至数十厘米，大多数在10～20cm之间，分选性较差或很差。岩屑砾岩通常以复成分为多。我国一些造山带见此种砾岩，例如华北燕山的九龙山系砾岩（侏罗纪），祁连山北坡的老君山砾岩（晚古生代）等。此外，我国许多中生代红色盆地的红层中亦常产此种砾岩。但要指出的是，巨大的砾岩层系往往不只是由正砾岩组成，它还包括副砾岩。
花岗质的岩屑砾岩很像长石砂岩，只是粒度粗大，也常与长石砂岩共生，多呈透镜体产出。它是花岗岩结晶基底上的快速侵蚀堆积产物，说明该区当时主要为上升区。我国北方震旦系底部长城统中有与长石砂岩共生的此种砾岩产出。
另一种岩屑砾岩是石灰岩砾岩，它的产出要求特殊的地质条件，所以不很常见。我国四川西北部龙门山山前带侏罗系莲花口砾岩属此种类型。巨大的石灰岩砾石来自附近的二叠、三叠系碳酸盐岩层，砾石之间极少杂基充填物质，呈典型的颗粒支撑结构。它是作为山前冲积扇的沉积物而产出的，在安县一带厚度数百米，局部近千米。海成的内碎屑灰岩砾岩也可具有正砾岩的岩性特点，它的生成与潮汐带有关，这将在碳酸盐岩类内详述。
副砾岩类指的是杂基物质含量＞15%的砾岩和角砾岩。当杂基含量增多时可过渡为砾质泥岩。但习惯上，人们往往把含砾石只占岩石20%～30%的岩石也算作砾岩，而不作为泥岩来描述，这是因为砾岩所具有的特殊地质意义之故。事实上，副砾岩这个名词本身就意味着它不是以正常的砾岩形成方式沉积的，这类砾岩中常含有泥岩砾石，它们常常是巨大的泥质漂砾，因此许多人把这种砾岩归类于冰碛物中。但是自然界中这类砾岩并不一定都是冰川成因的，因此，有些人用“类冰碛岩”来表示非冰川成因的这类砾岩。
一种具有层纹（通常是水平层理或带状层理）的副砾岩即含砾泥岩。此类岩石中泥质岩具水平层纹，其中含有砾石；水平层纹常随砾石而有下凹的形状，它是由于砾石的“滴落”而造成的，故此砾石又称“滴石”。据研究，具有带状层理的泥岩常为冰川成因，砾石大小的“滴石”可能是由于河流或海（湖）岸冰块携带而来。另一种可能的成因是火山灰组成带状层理的细粒沉积物中含有类似冰携“滴石”状的砾石。具有纹理的副砾岩或砾质泥岩常与冰碛岩共生。
无纹理的副砾岩即通常所说的冰碛岩，它本是1887年伍德沃德（Woodward）用来描述一种“含有棱角状和圆状石块（石块上大都具有抛光现象和条纹构造）的不成层的硬结粘土”，以后才被人们用来指冰碛成因的沉积物。它们的特点是砾石成分复杂，结构成熟度低，分选极差。
类冰碛岩是指非冰川成因的砾质泥岩，即副砾岩。在这类砾岩中，泥质的含量变化很大，多者可占岩石的80%，最大的砾石可达漂砾级。这类沉积有的规模较大，曾被认为是海底泥流的沉积，常与深海浊积岩共生。它在浊积岩中呈厚层状、薄层状或透镜状体，也有的是因滑塌作用形成。小规模分布的这种岩石还可能是大陆泥石流成因，也有近岸浅水成因的。
4.砾岩和角砾岩的主要成因类型
常见的成因类型有：海成或湖成砾岩（角砾岩），河成砾岩（角砾岩），冰川角砾岩，山崩滑坡角砾岩，残积角砾岩，喀斯特（洞穴）角砾岩，成岩或后生角砾岩。
（1）滨岸砾岩
主要产在滨海地区，其次是滨湖地区。由河流供给的砾石或沿岸岩石崩塌下来的角砾经波浪和海流反复作用而成，其特点是砾石成分单一（如果母岩区成分复杂，砾石成分也不一定简单），多以稳定成分的砾石（石英、石英岩、燧石）为主；砾石的分选性好，磨圆度高，往往是一种粒级占绝对优势（图8-13B）。砾石平均粒径一般小于2.5cm；砾石的对称性好；砾石长轴（a轴）多数平行海岸线方向，最大扁平面（即由a轴和b轴组成的面）向着海方向倾斜，倾角一般7°～8°，不超过13°，砾石倾斜方向与斜层理的细层总倾向一致（图8-14），因为这种排列方向在击岸浪的冲击下最为稳定。由于海平面的升降及波浪和底流随深度迅速减弱，整个砾岩层常呈薄层透镜体产出。它与石英砂岩共生，有时含有海生生物化石，这种砾岩当处在海侵层位的最底部时，就是底砾岩。

图8-13 砾岩粒度成分直方图

A—河成砾岩（据J.奥丁）；B—滨岸砾岩（据温德华）；C—冰积砾砂岩（据J.奥丁）；D—山崩滑坡角砾岩（据温德华）

图8-14 河流、三角洲及滨海中砾石定向排列的基本类型

如在海岸附近，由于山崩地滑的作用，或因海浪冲击岸边陡崖崩塌下来的砾石，在重力作用下滚到水盆地较深处，在层间保存下来，形成滑塌砾岩-角砾岩。如粗屑留在滨海深处，继续受到海浪作用的改造，则成为滨岸砾岩。
从沿岸陡崖崩落下来的固结岩石，主要为角砾状，而在滚落时携带的半固结状的水底沉积物则易成磨圆的砾石。因此，近岸砾岩-角砾岩的特点是棱角状和磨圆状的粗碎屑同时存在，并且分选性不好，大小极不一致，大的角砾可达几米。岩体呈透镜状，在窄长的地带可以是厚的，但不会既广布又很厚。可含有海生化石。
（2）河成砾岩
指山间河流和平原河流形成的砾岩，包括暂时水流形成的洪积砾岩或扇积砾岩，以山区河流为主。它们沿山麓成带状分布，与砂岩一起形成巨厚层，有的厚度可达千米以上，长度达十千米以上，属于毗邻山脉剧烈上升后遭受快速剥蚀的产物。
河成砾岩的砾石成分复杂，属于典型的复成分砾岩。由于搬运距离不远，不稳定成分遭到的破坏作用较弱。各种侵入岩、喷出岩、变质岩、沉积岩组成的粗碎屑均可出现。还可以有长石、石英、暗色矿物，及各种岩屑的砂级混入物。填隙物常为粘土杂基，分选性差，一般是双众数的（如图8-13A），最大砾石直径常超过岩石粒径中值（Md）的7～8倍。磨圆度不一，砾石对称性差。砾石的最大平面向源倾斜，呈叠瓦状排列（图8-14）；在稳定河流中，长轴与水流方向垂直，最大扁平面（ab面）的倾斜方向一般与水流方向相反，倾角随水流速度而变化，但在近岸处多与岸边平行。在急流河流中倾角可达15°～30°，而倾斜方向与斜层理的细层倾斜方向相反。
整个河成砾岩的横断面常呈大小不等的透镜体，底界面是一个不平坦的冲刷面，切割了不同的岩层。砾岩的岩性横向变化大，在平原河流及三角洲分流河道中可见泥砾岩。
（3）冰川砾岩-角砾岩
组分复杂，常见新鲜的不稳定组分。分选性很差，大的砾石常与泥砂混杂在一起，常无层理呈块状，往往与冰川粘土共生。砾石表面可见“丁字形”擦痕及磨光面。大的砾石（角砾）形状奇特，形成五角碎屑或熨斗状碎屑，其表面的“丁字形”擦痕的方向与冰川流向一致，砾石扁平面排列无一定规则。
（4）残积角砾岩
系母岩风化后的碎块就地堆积而成。其特点是碎屑棱角尖锐，毫无分选性，而最特征的是成分单一，并且沿剖面往下逐渐过渡到下伏的母岩。
（5）喀斯特角砾岩（洞穴角砾岩）
在地下水活动的石灰岩地区由溶洞顶壁垮塌堆积而成。其特点是角砾为石灰岩，胶结物仍是碳酸盐或风化的红土物质。
（6）成岩及后生角砾岩
成岩阶段，由于胶体物质的脱水收缩，使岩石破碎成角砾，再胶结可成角砾岩。在后生阶段，由于细脉的穿插而使岩石具角砾状外貌，这实际上是一种假角砾岩。在四川中三叠统含盐段中，由于含盐层的塑性变形或溶解，使围岩白云岩发生破碎，崩解而形成角砾岩。一般又称为盐溶角砾岩，是找寻盐矿的标志。这种角砾岩实属次生角砾岩的一种类型，它们的分布面积及深度都有限。
沃克（1975）提出了鉴别砾岩成因类型的四个重要标志，即支撑性及分选性、组构、层理和粒序性。他所列出的砾岩成因类型及特征如图8-15所示。
5.砾岩和角砾岩的研究方法及地质意义
对粗碎屑岩的研究，主要在野外进行，特别要注意研究以下几个方面：
1）砾级碎屑成分，要统计各种成分砾石的含量，最好按粒级分别统计，将统计结果绘制成直方图或圆形图，并找出砾石成分在剖面上的变化规律。

图8-15 砾岩的主要类型及特征

（据Walker，1975）
a（p）a（i）代表砾石长轴A平行水流，长轴呈叠瓦状排列；a（t）b（i）代表砾石长轴垂直水流，中轴B呈叠瓦状排列
2）粒度和分选性，最简便的办法是在露头上无选择地测量100个以上的砾石长轴，统计分析并求出砾石a轴的平均值和分选系数。如有平面上的资料，还要找出它们在平面上的变化规律，作出等值线图。
3）砾石的圆度、球度、形状，以及表面特征的观察。
4）填隙物的成分和结构特点，以及它们和砾石的相对含量，对填隙物的研究还应该在显微镜下进行。
5）沉积构造的研究，如层理构造、粒序性、砾石的排列性质和排列方向，并对砾石的排列方向进行测量、统计作图。
6）砾岩岩体的产状、接触关系、底面特征的观察。
砾岩在时间和空间上的分布都很广泛，自前寒武纪到现代的各个地质历史时期，以及在各种构造条件下，都或多或少地存在着砾质沉积。在古代，角砾岩要比砾岩少，厚度不大，分布也局限；在古代的砾岩中，最发育的还是山麓地区的河成砾岩，如我国河西走廊的上泥盆统老君山砾岩，其厚度达1000～2000 m。另外，地台型的底砾岩有时分布很广，其面积可达几百平方千米。
对砾岩的研究具有很大的理论意义，由于砾岩常形成于构造运动期后，大面积的出现与侵蚀面相伴生，在地层上常作为沉积间断和地层对比的依据。砾岩，尤其是角砾岩的形成是地壳运动的标志，对于了解地质发展史、地壳运动状况、古气候状况和冰川的存在都是极有用的。此外，砾石的分布还有助于了解古海（湖）岸线的位置、古河床的分布及古流向，以及陆源区母岩的特征等。
砾岩中常存有重要的金属和非金属矿产，如金、铂、金刚石等贵重砂矿和铜矿、铀矿等。例如，四川会理大铜厂的含铜砾岩、南非维特沃斯兰德（Witwatersrand）的含铀、金砾岩。砾岩常常是重要的含水层，是寻找水资源的有利对象，此外砾岩还可以是石油和天然气的储集层。砾岩本身还是建筑材料和铺路材料，砾石也是混凝土的拌料。可见研究砾岩还具有很大的经济意义。
（二）中碎屑岩——砂岩
1.概述
凡碎屑颗粒的大小在2～0.05mm之间，并且含量在50%以上的碎屑岩称为砂岩。砂岩主要由砂粒、杂基和胶结物三部分组成，有时可混入一定数量的砾石和粉砂。砂粒主要为陆源碎屑，其中以石英为主，其次为长石和各种岩石碎屑及少量的重矿物。上述三种碎屑组分的量比，不仅能反映陆源区母岩的性质，并且是砂岩按成分分类的主要依据。
砂岩是机械沉积作用的产物，故各种层理构造及层面构造都比较发育，特别是斜层理或交错层理较其他沉积岩类更为常见。
砂岩分布很广，在沉积岩中，仅次于粘土岩而居第二，约占沉积岩总量的1/3。
2.砂岩的分类
砂岩的分类方法很多，但主要是据碎屑的粒度和矿物成分进行分类。
1）据碎屑粒度分类：通常划分为三类，即粗粒砂岩（粒径2～0.5mm）、中粒砂岩（粒径0.5～0.25mm）、细粒砂岩（粒径0.25～0.05mm）。
2）按砂岩成分-成因分类：目前，我国砂岩成分-成因分类都强调了杂基的成因意义，首先根据杂基含量（15%为界）区分出净砂岩和杂砂岩。然后以石英、长石、岩屑为端元进行三角图形分类，曾允孚等的分类（图8-16（a）），用杂基含量来反映结构成熟度和搬运沉积介质的流动特征；用石英端元（Q）的含量或Q/（F+R）反映砂岩的成分成熟度；用长石（F）/岩屑（R）来反映物源、大地构造状况和气候、风化特点。信荃麟等的分类（图8-16（b）），用杂基含量反映机械分异作用的好坏和流动因素；用石英的含量反映磨蚀历史及矿物成分成熟度；用长石和岩屑的含量来反映母岩区岩石组合基本特征。这两个分类的主要区别是：①前者石英砂岩石英含量下界为95%，后者为90%；②前者石英端元包括石英、燧石、石英岩和其他硅质岩岩屑，后者石英端元只包括石英；③三角形内部分区，前者划分为7个区，后者划分为8个区。

图8-16 国内代表性的砂岩分类

笔者认为，曾允孚等和信荃麟等的分类都是比较成熟的分类。建议采用信荃麟等（1982）的分类方案。但必须说明的是长石砂岩（杂砂岩）与岩屑质长石砂岩（杂砂岩）的分界是石英端元与长石含量为75%、岩屑含量为25%的点之间的连线，即长石与岩屑含量比为3：1。长石质岩屑砂岩（杂砂岩）与岩屑砂岩（杂砂岩）之间的界线是石英端元与岩屑含量为75%、长石含量为25%的点之间的连线，即岩屑与长石含量比值为3：1。
3.砂岩的主要类型
依据信荃麟等（1982）的分类方案，首先按杂基含量把砂岩分成两大类，即砂岩类（杂基小于15%）、杂砂岩类（杂基大于15%），前者又可分为石英砂岩类、长石砂岩类和岩屑砂岩类三类，每个大类具有独自的特征，根据其自身特征，每一大类砂岩可作进一步类型划分（表8-4）。

表8-4 砂岩成分分类表

注：当基质含量＞15%时，岩石名称相应改称石英杂砂岩、长石杂砂岩、岩屑杂砂岩等。（据信荃麟，1982）

图8-17 白云质石英砂岩

（单偏光，d=1.9mm）
石英碎屑圆度高，分选较好，杂基为泥晶白云石，杂基支撑，基底式胶结
（1）石英砂岩
颜色浅，常为浅黄、灰白色，碎屑矿物以石英为主，含量在80%以上，其次可含少量的正长石、微斜长石和酸性斜长石及少量的岩屑。石英砂粒的圆度高、分选好；粒度以中—细粒为最常见。胶结物常见的有硅质、碳酸盐质或铁质（图8-17）。
石英砂岩常呈不厚的稳定层状，波痕及交错层理发育。除含钙质石英砂岩有时含少量钙质生物介壳外，一般不含化石。
石英砂岩是在地壳比较稳定，地形平坦，气候潮湿，母岩经过较彻底的化学风化，碎屑物质经过长距离的搬运，至海、湖滨岸和浅水区沉积，有的甚至经过多次沉积旋回而形成的。如我国北方震旦系长城统石英砂岩、宣化庞家堡震旦系串岭沟组的铁质石英砂岩等。
在硅质胶结的石英砂岩中，根据胶结物结构的性质常又分为以下几种。
1）硅质石英砂岩：碎屑石英未发生次生加大现象，胶结物为蛋白石或玉髓。
2）石英岩状砂岩：部分石英碎屑发生次生加大现象。
3）沉积石英岩（正石英岩）：硅质胶结物全部发生重结晶而成次生石英，颗粒与胶结物界线不清，形成似镶嵌状结构，特征与变质岩的石英岩极为相似。
（2）长石砂岩
肉红色或粉红色；主要碎屑组分为石英＜75%和长石＞25%。长石以正长石和微斜长石为主。碎屑圆度差、分选性中等，常为粗粒结构。长石砂岩中除石英和长石碎屑外，有时还可含＜10%的岩屑；重矿物含量亦可超过1%，常见的有锆石、电气石、金红石、独居石、磷灰石等。胶结物常为碳酸盐质及氧化铁，常含有＜15%的粘土质杂基，并常围绕长石碎屑再生长大（图8-18）。
长石砂岩主要形成于以花岗岩或花岗片麻岩为母岩、地形起伏大的山区，母岩经受强烈的物理风化并迅速发生堆积而形成。一般分布在山前坳陷和边缘坳陷等地区，多属于湖泊、河流及山麓洪（冲）积沉积，如四川侏罗系的长石砂岩。
（3）岩屑砂岩
灰绿、灰黑色，碎屑颗粒中石英含量＜75%，岩屑＞25%，成分随母岩而异，长石＜10%，并以酸性斜长石为主；重矿物含量在1%以上，种类较复杂，常见有辉石、角闪石等。碎屑的分选和磨圆度均差，颗粒呈棱角状。胶结物为硅质或碳酸盐质，常呈基底式胶结。粘土杂基也较多，并常转变为绿泥石和绢云母，有时并有交代碎屑的现象（图8-19）。

图8-18 长石砂岩

（单偏光，d=1.4mm）
碎屑成分以石英、长石为主，长石最高含量可达50%以上，填隙物为粘土及铁质，粘土围绕长石使长石形成次生加大，具有良好的晶形

图8-19 长石岩屑砂岩

（单偏光，d=3.5mm）
碎屑成分除石英外，有各种长石和岩屑，长石以斜长石为多，岩屑成分有喷出岩、粉砂岩、石英岩、粘土岩等，填隙物为粘土及少量的碳酸盐，孔隙胶结
岩屑砂岩主要形成于地壳运动剧烈时期，如地槽强烈下陷阶段。由于岩石遭受剧烈的风化剥蚀，碎屑物质只经短距离搬运，便快速堆积下来。多分布于构造隆起区附近的断陷带或坳陷盆地中。
（4）杂砂岩类
指杂基含量大于15%、分选极差、泥砂混杂的砂岩（图8-20）。在分类上与净砂岩并列，为另一大类砂岩，其进一步分类命名与净砂岩（砂岩）相同。
杂砂岩也有人称之为瓦克岩、硬砂岩。按照多数人的理解，瓦克岩是与杂砂岩近似的概念，硬砂岩则与岩屑砂岩的概念相近似。为避免人为的概念混乱，笔者赞同把瓦克岩、硬砂岩的术语废弃。

图8-20 岩屑杂砂岩

（据信荃麟，1982）
（正交光，×80）
北京西山，侏罗系九龙山组
杂砂岩一般富含石英，有不同比例的长石和岩屑，常含少量的黑、白云母碎屑。
石英有单晶石英、多晶石英。长石主要是斜长石和钾长石。岩屑主要是泥、页岩、粉砂岩、板岩、千枚岩和云母片岩岩屑，酸性火山岩岩屑也较为常见，安山岩岩屑极少。
杂砂岩杂基含量高（大于1500），而胶结物极少，自生矿物主要是碳酸盐，一般呈斑点状产出，通常交代杂基和颗粒。
杂砂岩呈暗灰色，一般是坚硬、固结良好的砂岩。常见递变层理和底面铸模构造。
由于杂砂岩是含有大量杂基、泥砂的砂岩，通常是泥砂混杂搬运的重力流沉积的产物，最常见于浊流沉积物中。
4.砂岩的研究方法及意义
对于砂岩（包括粉砂岩）的研究，不仅要在野外进行详细观察描述，而且还必须做大量的室内工作。
在室内工作中，薄片鉴定是最基本的手段之一，可用来详细研究砂岩成分、结构以及成岩、后生变化，以便正确地予以命名和进行成因分析。其他常用手段还有机械分析、重矿物分析及形态分析等。为了确定砂岩的储集性能，可用专门方法测定砂岩的孔隙度和渗透率，利用扫描电镜、阴极发光及X射线衍射等现代化手段，再结合压汞分析，可以进一步研究砂岩孔隙结构、胶结物的类型和数量，进而阐明环境的特点及其对储集性能的影响。
野外工作和实验室分析的结合，可对地层的划分和对比，以及古地理、古构造、古气候、古代沉积环境等方面的研究，提供重要的依据。
砂岩的研究具有极为重要的实际意义。砂岩是最重要的油气储集层，据统计世界上半数以上的油气资源储集在砂岩中。另外，砂岩中常有铜、铁、铅、锌、铀等多种层控金属矿床；砂岩是良好的含水层，是寻找地下水资源的有利场所；固结良好的砂岩可作建筑石材，松散的砂可作水泥拌料，纯净的石英砂和石英砂岩是硅酸盐工业和玻璃工业的原料。某些砂和砂岩中常常富集有重要矿产，如金、铂、锆石、独居石、锡石、金红石等矿物，可构成重要的砂矿。
从上述可以看出，砂岩的研究不论是在地质理论方面，还是在国民经济建设方面，都具有十分重要的意义。
（三）细碎屑岩——粉砂岩
粉砂岩是由粒度在0.05～0.005mm、含量在50%以上的碎屑质点组成的碎屑岩。粉砂岩中常混入砂和粘土，性质介于砂岩与粘土岩之间。
粉砂岩的碎屑组分以石英为主，长石次之，岩屑少见，有时含较多的白云母片。重矿物含量较高，可达2%～3%以上，常见的为锆石。碎屑的磨圆度差，常呈棱角状，填隙物为粘土质、碳酸盐质、氧化铁质等。
粉砂岩按粒度可细分为粗粉砂岩（碎屑粒度0.05～0.03mm）和细粉砂岩（碎屑粒度0.03～0.005mm）两类。
粉砂岩因颗粒细小，肉眼难以识别其矿物成分和形态特征，野外鉴定时可根据其粗糙的外貌和断口，以及用手搓捻其粉末有粉砂质点感觉与粘土岩相区别。此外，需着重观察岩石的颜色、层理等性质。
粉砂岩是碎屑经过了长距离搬运后，在比较安静的水动力条件、沉速比较缓慢的环境下形成的。在横向上分布于砂岩和粘土岩的过渡地带，在纵向上逐渐变成砂岩、粘土岩。它常具极薄的水平层理、波状层理及波状斜层理。
粉砂岩分布很广，我国很多杂色岩层、红层均为粉砂岩层。例如我国南方中生代—新生代的红层；北方广泛分布的黄土及黄土状岩石，也是一种半固结的粘土质粉砂岩。其中粉砂含量一般为40%～60%；其次为粘土，一般在30%左右（华北黄土中粘土含量可达40%）；再其次为砂粒，含量在10%左右，粒径一般＜0.25mm。碎屑成分以石英、长石为主，此外还有电气石、锆石、石榴子石等。我国北方的黄土一般认为是风成的，而其他地区（如成都平原、苏北、南京附近）的黄土则认为以水成为主。

按海底地形、深度和水动力条件把陆源碎屑海相组划分为:海岸相(包括无障壁和有障壁海岸)、浅海陆棚、次深海、深海相和海底扇等沉积相类型(图6－15)。

图6－15 海相沉积环境划分和水文状况分布图

(一)无障壁海岸相

1.无障壁海岸沉积环境基本特征

无障壁海岸位于与大海连通性好的海岸地带，它与广海之间无障壁岛、沙坝或生物礁隔开，故水循环良好，盐度正常。其沉积环境有如下几个特点:①水动力以波浪作用为主，也有海流的作用，潮汐作用影响不大;②由风引起的波浪往复运动，是对沉积物进行改造的主要营力，其强度比河流大100倍，故无障壁海岸环境是高能量的，沉积物分选和磨圆好、成分及结构成熟度均很高;③滨岸环境水浅、阳光充足、氧气充分、生物繁茂、化石丰富;④各种层理及层面构造也很发育，沉积物类型多样，标志性特征清晰，故亚相环境和微环境划分很详细(图6－16)。

图6－16 无障壁海岸的亚相环境和微环境划分和水动力条件和分布状况

2.无障壁海岸沉积相划分和特征

按海岸地貌特征和高潮线、低潮线及浪基面位置，无障壁海岸通常被划分为风成沙丘、后滨、前滨、近滨四个亚相。

风成沙丘亚相 分布在特大风暴潮水位线以上的、植被不发育和风力较强的半干旱－干旱海岸带，以沉积中－细粒石英砂岩为主，砂岩分选性和磨圆都较好，发育平行层理和大型槽状交错层理、细层倾角陡，可达30°～40°。沙体的平面形态呈长脊形和新月形。

后滨亚相 位于平均高潮线至风成沙丘之间，受不同规模的风暴潮冲刷影响，因此，沉积物粒度较粗，以沉积中－粗砂岩为主，常夹有风暴潮形成的介壳层。砂岩分选性和磨圆都较好，沉积构造以发育缓倾斜的平行纹层和小型交错层理为主，生物钻孔有时较发育。

前滨亚相 位于平均高潮线至平均低潮线之间的冲浪带，是无障壁海岸环境中能量最高的部位，也是海滩的主要组成部分。以沉积中－细石英砂岩为主，砂岩的成分和结构成熟度极高，可含有破碎的介壳。沉积构造以发育海滩环境所特有的冲洗交错层理为主，次为平行层理。浪成波痕、菱形波痕、冲刷痕、泡沫痕、流痕等浅水沉积构造标志也非常发育。

近滨亚相 近滨又被称之为临滨，位于平均低潮线至浪基面之间的波浪间歇搅动带，沉积以细砂岩－粉砂岩为主，含较多生物碎片，沉积构造以发育沙纹交错层理、水平层理和波痕为主，当波浪能量很高时，前滨带被侵蚀，沉积物被搬运至近滨带快速堆积形成沿岸砂坝。

图6－17 陆棚－无障壁海岸沉积序列和剖面结构图(塔里木盆地志留系)

3.古代无障壁海岸的鉴别标志

1)无障壁海岸又称广义的海滩，常保存在海退层序中，具有向上变粗的剖面层序(图6－17)，自下而上由近滨亚相粉－细粒砂岩、泥岩，向上变为前滨亚相分选好的中－细粒砂岩;再上为后滨亚相的中－粗砂岩，含小砾石条带。

2)以前滨亚相沙体为标志性产物，沙体形态呈席状，分布较稳定，以成分和结构成熟度均很高的石英砂岩为主，常夹介壳碎片组成的透镜体。

3)沉积构造上有冲洗层理、槽形层理、双向交错及浪成交错层理，有浪成波痕和修饰波痕。

4)具有双向或多方向的古流向。

5)按波浪能量的高低可产生高能的砾质海岸剖面、中能的砂质海岸剖面和低能的泥质海岸剖面，但以砂质无障壁海岸相最常见。

6)多为正常海相狭盐度生物，但破碎者多。生物扰动构造及遗迹化石自下而上逐渐少，以近滨带最为丰富，为Scoyenia-Skolithos遗迹相组合(见图4－24)。

(二)有障壁海岸相

1.有障壁海岸沉积环境基本特征

由于近海岸的区域有一凸起的地形(称障壁岛或堡岛、堤岛)而把海岸与广海陆棚隔开，这种海岸称为有障壁海岸或堡岛海岸。它由障壁岛、潟湖、潮坪、潮汐通道等地貌单元构成。因有障壁岛的存在，其沉积环境有如下几个特点:①使其向陆一侧的海域处于半封闭、局限流通的状态，波浪作用不明显，主要是潮汐作用，故水动力不强，属中－低能海岸;②水体盐度异常，若气候干旱炎热，蒸发量大，则水体咸化，如气候潮湿，蒸发量小而淡水注入量多，则水体淡化;③因水体盐度异常，生物门类也异常，多为广盐度生物组合;④各种层理及层面构造发育，沉积物类型丰富，标志性特征清晰，故其亚相和微环境的划分和研究也很详细(图6－18)。

图6－18 有障壁海岸的海岸地貌单元划分和沉积特征

2.有障壁海岸沉积相划分和特征

按海岸地貌形态特征和高潮线、低潮线及浪基面位置，无障壁海岸被划分潟湖、障壁岛和潮坪三个亚相，其中潮坪亚相中的潮上、潮间、潮下可分别与无障壁海岸环境的后滨、前滨、近滨相对应。各亚相主要特征简述如下。

(1)潟湖亚相

在海的边缘地区，由于海水受不完全隔绝或周期性隔绝，从而引起水介质的咸化或淡化，即可形成不同水体性质的潟湖。能起隔离作用的可以是障壁岛、沙坝、沙滩、沙丘，也可以是水下隆起的高地，如生物礁、生物滩、鲕滩等。潟湖最大的特点是水体盐度异常，盐度>3.5%时为咸化潟湖，<3.5%时为淡化潟湖，后者可进一步发展成沼泽化潟湖，它们在沉积物成分、生物特征等方面均有显著的不同。

淡化潟湖在潮湿气候条件下，当注入潟湖的淡水量(河水及雨水)超过蒸发量时，潟湖水体就淡化，形成盐度<3.5%的淡化潟湖，其沉积特征如下:

1)若为碎屑沉积，则主要是钙质粉砂岩、泥质岩、粉砂质泥质岩，粗碎屑很少。可有方解石、铁锰结核、二氧化硅矿物等，当盆地被隔绝时可产生黄铁矿、菱铁矿、鲕绿泥石等。

2)若为碳酸盐沉积，则以泥晶、微晶灰岩及白云岩，含泥含云灰岩为主，夹有骨屑灰岩条带及透镜体，鲕粒很少。与正常海相沉积的区别是没有完整的生物灰岩，从能量看属安静环境或间歇动荡环境。在地层剖面结构上常与沙坝、障壁岛沉积物交互出现，形成混积海岸沉积体系。

3)动植物化石种类单调，但某个种的生物数量可多。可出现腹足、瓣鳃、苔藓及藻类等。个体特征可出现变异，如形体变小、壳变薄、产生特殊的纹饰。

4)由于潟湖环境的水体能量弱，不易形成交错层理，一般以发育缓波状或水平波状层理为主，虫孔不发炎，偶见干裂，可有波痕。同时因受环境局限影响，潟湖底因缺氧而利于厌氧硫细菌繁衍，常可产生大量的H₂S，因此，沉积物中往往富含分散状黄铁矿而使岩石显暗色，有利于烃源岩的形成。

咸化潟湖 在干旱炎热的气候条件下，潟湖的蒸发量大于淡水补给量或缺乏淡水时，潟湖水体即发生咸化，形成盐度>3.5%的咸化潟湖，其沉积特征如下:

1)如为碎屑沉积，则以细粒为主，如粉砂岩、粉砂泥岩，并有盐渍化和石膏化砂质岩，有时有石膏、岩盐等夹层。

2)如为碳酸盐沉积，则主要是灰岩、白云岩，并夹石膏、岩盐层，岩石中往往含有天青石、硬石膏、黄铁矿等自生矿物。

3)生物种属单调，不产狭盐度生物，而某些属种的广盐度生物可特别繁盛，如介形虫和双壳类，盐度更高时生物绝迹。

4)沉积构造以水平层理和塑性变形层理为主，有时可见石盐假晶(在泥晶白云岩中)、干裂及波痕等层面构造，盐类沉积层中可发育有周期性溶解形成的假“冲刷面”。

5)在咸度不断增高的沉积序列中，依次出现灰岩－白云岩－石膏－芒硝－岩盐－钾镁盐等蒸发矿物，即水体由咸化潟湖盆地浓缩到钠盐盆地，最后到钾盐盆地，可形成石膏、岩盐及钾盐矿床。

沼泽化潟湖 该类型沉积特点与淡化潟湖基本相同，但以某些可造煤的植物和藻类特别繁盛为重要特点，许多近海沉积环境的煤系地层和大煤田均与此环境有关，如河北峰峰煤矿及四川盆地上二叠统龙潭组中广泛发育的煤矿等。沼泽化潟湖的形成条件有如下几点:①气候潮湿，雨量充沛，植物茂盛;②平缓海滨地形，有持续的河水注入;③淡化潟湖逐渐淤积发展而形成沼泽化潟湖。

(2)障壁岛亚相

障壁岛、障壁滩、障壁沙坝等所处地理位置和形态基本相同，均可构成潟湖的屏障，只是发育规模的大小不同而已，以障壁岛发育规模较大，障壁岛两侧的性质不同，向开阔海一侧为较陡的无障壁海岸，向陆一侧为向潟湖突出的相当潮坪的障壁坪(图6－18，图6－19A)。

图6－19 障壁岛的微地貌单元组成和沉积特征

障壁岛沉积特点为:①向海一侧的海滩水动力强、主要由中－细粒砂岩及粉砂岩组成，颗粒分选磨圆好，富含生物贝壳和云母片，粒间为化学胶结物，有极高的颗粒/基质比值，重矿物较富集，以发育冲洗层理为主，底冲刷构造也很发育。②向陆一侧的潮坪水动力较弱，以发育潮汐层理和生物扰动与钻孔构造为主。③障壁岛上部可露出水面受风的改造，具有风成沙丘特点。④障壁岛个体之间的入潮口是能量最高和砂质侧向侵蚀与沉积作用最活跃的部位(图6－19B)，因受涨、退潮往复水流影响，侧向迁移的入潮口两侧可分别发育有进、退潮汐三角洲(图6－18)，潮汐砂体普遍发育有大型楔形，槽形和双向交错层理及底冲刷构造，此特征是识别障壁岛沉积体系的重要标志。⑤障壁岛砂体宽几百米至几千米，厚几米到几十米，剖面上呈下平上凸的透镜状，砂体粒度大小和层系厚度可呈向上变粗变厚的现象，延伸方向平行于海岸线，常呈平直状的长垣状。

(3)潮坪亚相

潮坪是宽广缓斜或近于水平的、具有明显潮汐周期作用的海岸坪地，主要受潮汐影响，波浪作用影响较小。地理上常位于障壁岛后潟湖的周围而常与潟湖伴生，两者构成潟湖－潮坪沉积体系。按海岸地貌特征和高潮线、低潮线及浪基面位置，潮坪通常被划分为潮上坪、潮间坪和潮下带三个微相，其总体沉积特征如下:

1)潮坪沉积物大多为细粒的泥、粉砂和细砂。

2)平面上沉积物成带状分布，与无障壁海岸的粒度分布特征相反，即近岸者细而远岸者粗。如潮上坪为沼泽和盐坪沉积环境;潮间坪从陆向海依次微泥坪，沙－泥混合坪、沙坪沉积环境，潮下带为沙坝和潮道沉积环境，潮道沉积中有时可含有砾石。一个完整的潮坪沉积序列在剖面上具有向上变细的沉积序列(图6－20)。

图6－20 理想的潮坪沉积序列

3)交错层理的倾向是多方向的，而且种类较多:如潮道内和潮下带发育有大型波状层理、楔形交错层理和鱼骨形层理;潮坪上发育有流水型交错层理、双粘土层，以及作为识别潮坪相沉积最重要标志的脉状层理、波状层理、透镜状层理组合的潮汐层理。潮上泥坪上主要是厚泥质沉积，可夹薄层砂岩，干燥气候的泥坪中可出现盐沼，产有石膏和岩盐晶体。

4)潮坪上的波痕也是多方向、多成因的，有小流水波痕和浪成波痕，而且可以受潮汐作用的改造，形成圆峰，尖谷或双峰的波痕。

5)其他沉积构造还有:干裂，雨痕、冰雹痕、鸟眼、泥皮等，为极浅水的标志。

6)潮下和潮间坪动物群的特点是种属单一，生物搅动构造较发育，生物粪粒可集中在一定层位中，可产有藻叠层石、藻席等，而潮上坪多为陆生植物所覆盖，动物稀少。

(三)浅海陆棚相

1.浅海陆棚沉积环境基本特征

浅海陆棚环境水动力以波浪和海流为主，海底地形较平坦。在近岸的浅海沉积区水循环良好，阳光充足，氧气充分，底栖生物大量繁殖。而在远岸的浅海较深水沉积区(70～100m水深以下)水循环则很差，好天气条件下处于缺氧的静滞状态，只有在大风暴潮期才能搅动海底沉积物。浅海陆棚相沉积物以粉砂，砂和泥为主，砾石极少，也可发育大量的碳酸盐岩。沉积物中常见海绿石、胶磷矿。以发育水平层理、小型交错层理和对称型浪成波痕为主，海相生物发育，保存完整，有时可富集成生物礁或介壳层，生物潜穴和扰动构造非常发育，但无暴露标志。按水动力状况，浅海陆棚可划分为2种成因类型:其一是潮控陆棚，通常位于潮汐三角洲和河口湾的外侧，无论在平面上还是在剖面上，都由低能的陆棚泥和高能的潮汐砂脊交替组成;其二为浪控陆棚，以在大套浅海陆棚泥的沉积序列中，频繁出现风暴流形成的大型丘状层理和风暴流沉积层序(图6－21)为特征，在砂质组分供给充沛的地区，由持续的风浪颠选作用可形成厚度大、分布广、层位稳定和物性好的砂质陆棚浅滩，对储层发育非常有利，如珠江口盆地中新统珠江组和韩江组中的油气储层，大部分属于砂质陆棚浅滩相沉积。

图6－21 浅海陆棚相中理想的风暴流沉积层序

2.古代陆棚鉴别标志

1)岩性以泥岩、页岩、粉砂岩为主，与粉－细粒砂岩不等厚互层，很少夹中粒以上的砂岩。在大套的泥岩中频繁地夹有薄层粉砂岩、细粒砂岩和贝壳层或生物碎屑灰岩。

2)生物组合以窄盐度的底栖生物为主，如珊瑚、腕足、苔藓虫等，化石保存完整、分异度高。遗迹化石丰富，以Cruziana遗迹相组合的觅食迹为主(见图4－24)。

(四)次深海及深海相

次深海和深海环境只存在流动缓慢的底部洋流作用，波浪已不起作用。因此，与陆棚相比，深海和次深海的海底水体不但平静得多，而且缺氧和无光照，除了浮游生物外，底栖生物极少，其沉积物类型有各种远洋沉积、等深线流沉积和重力流沉积。现代大陆坡(相当次深海)上的沉积物较为丰富，如广泛发育的远洋沉积有蓝色软泥(粉砂、粘土为主)、红色软泥(粘土和碳酸盐均有)、绿色软泥和少量陆源砂(含海绿石)，以及局部分布的火山泥和火山砂、珊瑚泥和珊瑚砂、碳酸盐软泥和碳酸盐砂、冰川沉积等。而现代深海沉积仅有红色粘土、抱球虫和翼足类软泥、放射虫软泥、硅藻软泥，以及锰质结核等。

图6－22 在深水相暗色泥岩中等深积岩呈透镜体，具有清晰的沙纹层理(珠江口盆地，LW3－1－1井，珠江组)

20世纪60年代中期发现在深海盆地与大陆坡接界处发育有一种沿陆隆流动的底流，它大体沿等深线流动，因此称作等深流或内潮汐流体，这种流体流速不大，仅2～20cm/s，但其对陆隆微－粉砂级沉积物的搬运和沉积起着重要作用，其产物称作等深积岩(contourite)，或内潮汐沉积物。等深流沉积主要为微砂、粉砂和泥，具水平纹层和沙纹层理，由层理反映出来的流动方向平行大陆坡，常与浊流沉积共生，其最大特点是在均一的大套深水相暗色泥岩中呈非常醒目的透镜体产出(图6－22)。

(五)海底扇相

海底扇，又称海底浊积扇，是指大陆斜坡底与盆地平原之间由重力流再搬运和沉积作用形成的锥状或扇状堆积体。

关于重力流(包括浊流)的流体性质、类型和形成机理在前面“沉积物的搬运与沉积作用”中已作介绍，这里仅介绍海底浊积扇的沉积相划分和基本特征及其鉴别标志。

1.海底浊积扇沉积相划分和基本特征

海底浊积扇的表面由水道、堤和水道间等沉积构成，但不同部位的水道发育规模和特征不同，据此可划分出上扇(或内扇)、中扇和下扇(或外扇)3个亚相(图6－23)。

内扇(上扇)亚相 位于斜坡带，发育有一个直的或弯曲的主扇谷，宽约0.1～10km的，其中、上部扇谷一般为无沉积作用，但滑塌频繁的供应水道，下部扇谷为发育滑塌碎屑流和颗粒流沉积为主的主水道，沉积物砂/泥比高，单层为厚层块状。越过扇谷的细粒沉积物在其两侧形成水下堤，可发育有C—D—E段鲍马层序。

中扇亚相 位于斜坡带变缓的下部，主扇谷在此带分叉形成水道分流(扇水道)而进入中扇亚相，以发育分流水道充填沉积为主，其分流水道的末尾处出现快速沉积，形成厚层叶状浊积砂体沉积，鲍马层序以A—B段和A—B—C段为主，B—C段为次，沉积物砂/泥比较高，单层为中层至厚层块状;分流水道间出现溢出水道的细粒浊流沉积，沉积物砂/泥比较低，单层为薄层至中层状，鲍马层序以B—C—D—E段和C—D—E段为主。

外扇(下扇) 位于斜坡带底至盆地平原的过渡带，地势平坦，具许多无堤的小水道，沉积物砂/泥比低，单层为薄层至厚层块状，鲍马层序以C—D—E和D—E段为主。

图6－23 海底浊积扇的沉积相划分和模式(据Mutti，Walker，1973)

2.古代海底浊积扇的鉴别标志

(1)海底扇是陆源碎屑浊积岩连续沉积形成的一套特殊岩石组合，由下部较粗粒砂岩、砾岩或颗粒灰岩，中部薄互层的较细粒砂岩、粉砂岩和泥岩互层，上部大套泥岩、泥灰岩加薄层粉砂岩组成，显出向上变细的层序。

(2)海底扇是浊流沉积的产物，因此，识别浊积岩所特有的鲍马层序已成为鉴别海底扇的关键标志。一个完整的鲍马层序由5～6个岩性段组成(图6－24)，从下到上依次为:

A段———块状层或递变层，位于层序底部，由砂、砾组成，呈块状层理或递变层理，多具正粒序，有时出现逆粒序。底界清楚，与下伏层呈突变的冲刷接触，发育印模构造，可有浅水区带入的生物碎片。

B段———平行层理段，粒度较A段细，多为细砂和粉砂，具平行层理，有时也显粒序性。

C段———沙纹层或包卷层理段，多为粉砂岩和泥质粉砂岩，具流水沙纹层理或包卷层理。为流水改造和重力滑动复合作用产物。

D段———水平纹层段，粒度更细，为粉砂岩的粉砂质泥岩，具水平层理、厚度薄。

E段———泥岩段，岩性为泥岩、页岩，为远洋沉积产物，具水平层理，可含有深水动物化石。

F段———生物层或泥灰岩段，为深海碳酸盐(多为生物质灰泥或泥灰质)软泥夹深水生物层，为典型的深水相沉积。

图6－24 鲍马层序及解释(据鲍马，1962)

每次浊流厚数厘米到数米，由于浊流沉积作用的阵发性和后至浊流对先成浊流沉积的冲刷作用，以及距浊流来源的远近距离不同，于浊积扇的不同部位鲍马层序的各段(从A段到F段)状况差异很大，常见的是从内扇的滑塌碎屑流和颗粒流沉积，过渡到中扇的A—B段、A—B—C段，B—C—D—E段沉积，至外扇的C—D—E段和D—E段沉积组合。

(3)浊积岩常保存于深海(或深湖)环境中，故常呈暗色，含细分散黄铁矿，浊积岩中的砂岩多为杂砂岩。

(4)浊积岩无浅水及暴露成因标志，也不与浅水的沼泽相、河流相，生物礁、膏盐等共生。

(5)在浊积岩的A、B段可时常含有浊流带入的浅水生物，与D、E、F段中的深水生物共生。