陆源碎屑淡水湖泊相特征

陆源碎屑岩的肉眼鉴定与描述~

（一）粗碎屑岩（砾岩）肉眼鉴定与描述
1.粗碎屑岩（砾岩）肉眼观察方法
对粗碎屑岩来说，应当特别强调野外的观察，主要从以下几方面进行：
（1）首先应区分是底砾岩还是层间砾岩。底砾岩与下伏岩层有明显的沉积间断，比较截然，有划分地层的意义；层间砾岩是夹在一套岩层之中，与下伏岩层没有明显的沉积间断。
（2）观察砾岩的粒度及分选性。测量固结岩石的粒度时。可在1m2的范围内，无选择地测量所有大于2 mm碎屑的最大直径，然后求平均值。
（3）鉴定所有的砾石的成分，并统计各种成分的含量。
（4）观察砾石的圆度及形状。在1m2的范围内无选择地测量所有碎屑的圆度及形状特点，统计后得出平均值。
（5）描述砾石的表面特征，如擦痕、溶蚀等。
（6）统计砾石占碎屑的相对含量。
（7）鉴定胶结物质的成分及胶结类型，同时还要注意充填物的成分。
（8）鉴定其中所含砂岩和黏土岩的夹层或透镜体的成分。
（9）观察砾岩层的构造特点，如层理等。
（10）观察砾石的排列性质及其排列方向，纵向和横向的变化。根据砾石的长轴排列方向及最大扁平面倾向及倾角可以推断古海岸线位置、古水流方向、水流速度等。
（11）观察砾岩的颜色。
2.粗碎屑岩（砾岩）肉眼鉴定和描述内容
（1）岩石的颜色。
（2）砾石的含量、成分、粒度和分选度。
（3）砾石的圆度、形状、表面特征及排列方向。
（4）胶结物和充填物的含量、成分、胶结类型、岩石胶结紧密的程度。
（5）岩层层位、厚度、岩体产状；与上下岩层的接触关系，有否冲刷现象等。
（6）层理及其他构造特征。
（7）横向及纵向变化情况。
（8）岩石成因（形成过程及沉积相条件）。
（9）岩石命名。根据颜色、胶结物、成分、粒级等。如灰黄色黏土质石英岩细粒砾岩。
3.描述举例
砾岩（河北宣化）
岩石呈浅灰色。其中砾石含量约70%，胶结物约30%。砾石大小很不均匀，由20～2 mm者为多，一般大小为10～5 mm（占40%），分选性不好。砾石圆度多属次圆和圆级。砾石断面多呈长椭圆形。
砾石成分以白云岩和石灰岩为主，此外还有硅质岩及较少量的喷出岩。白云岩砾石多呈白色，硬度小，粉末滴稀盐酸起泡微弱，有的具有硅质条带，有的砾石表面具有明显的氧化圈。硅质岩砾石中主要是燧石，有少量石英岩及棕红色碧玉。燧石由灰色到黑灰色，致密坚硬。喷出岩砾石一般较小，呈灰色和浅红色，可能为中性喷出岩。
胶结物为浅灰色，局部带有浅绿色，滴稀盐酸剧烈起泡，表明含钙质较多。此外，并有很多细小的岩石碎屑和矿物碎屑，构成了全部胶结物及充填物。绿色矿物可能为绿泥石。胶结类型属基底式。
整个岩石属圆砾状结构，胶结得很致密，块状构造，局部见不明显的定向排列。
命名：浅灰色钙质复成分细粒砾岩。
（二）中碎屑岩（砂岩）和细碎屑岩（粉砂岩）肉眼鉴定与描述
1.砂岩和粉砂岩成因类型肉眼鉴定
（1）河流相砂岩和粉砂岩
其特点是碎屑颗粒的大小不均匀，磨圆度和分选性均较差，常含有砾石、黏土质点，具有河成单向斜层理，很难有完整的化石保存。分布范围较广，岩性和厚度不够稳定。河床环境大都形成砂岩，河漫滩环境大都形成细砂岩和粉砂岩，
河床相砂岩的碎屑成分常较复杂，可含有不同数量的石英、长石和岩屑，最常见的岩屑是各种石英砂岩、长石砂岩甚至岩屑砂岩。胶结物常为黏土质，有时含钙质或铁质。单向斜层理发育，倾角较大（25°～35°）。由粒度的韵律性分选而形成的韵律性层理往往是河床相砂岩的典型特征。河床相砂岩的底部常发育冲刷面，冲刷面上常含有下伏岩层的砾石。除硅化木外，一般不含其他生物化石。河床相砂岩往上常过渡为河漫滩相砂岩和粉砂岩。
河漫滩沉积的砂质岩粒度较细，通常由细砂岩和粉砂岩组成，层理较薄，有机质较多，颜色较灰暗。其上部往往出现褐灰色的含有机质较多的夹层。完整的化石少见，有时可见植物碎片或树叶。沿剖面往下常过渡为河床相沉积，往上常过渡为湖泊相或沼泽相沉积。
（2）湖泊相砂岩和粉砂岩
在我国中生代的陆相含煤地层中，湖泊相的砂岩和粉砂岩分布很广。从湖岸到湖心，由于机械沉积分异作用的影响，沉积物由粗到细呈条带状分布。碎屑物颗粒大小均匀，分选和磨圆均较好。层理类型复杂，在滨湖三角洲可出现单向斜层理和交错层理；浅湖和湖心区的砂质岩中可出现波状层理和水平层理。含淡水动物化石往往是湖泊相沉积的重要特征。湖泊相沉积的砂岩和粉砂岩在剖面上往往与沼泽相和河漫滩相沉积的砂岩和粉砂岩共生或过渡。
（3）滨海和浅海相的砂岩和粉砂岩
在海陆交互相的含煤地层中。有滨海相和浅海相的砂岩和粉砂岩分布。
滨海相砂岩由于碎屑物质受长期搬运和波浪反复冲刷，碎屑颗粒的磨圆度和分选性均较好，颗粒表面光滑洁净，很少有粉砂及黏土的质点，成分单纯，主要为石英颗粒及其他硅质碎屑。层理类型常是缓倾斜的交错层理，层面上波痕较常见。含海生贝壳碎片。
浅海相砂岩和粉砂岩的碎屑成分仍以石英质碎屑为主，但往往含有较多的云母碎片和黏土矿物，甚至可以向黏土岩逐渐过渡。层理类型有水平层理或平缓的交错层理。常含有丰富的海相生物化石。浅海相砂岩和粉砂岩分布面积广且厚度稳定。
2.砂岩和粉砂岩肉眼鉴定和描述方法
砂质岩的肉眼鉴定内容包括岩石的颜色、粒度、碎屑矿物成分和胶结物成分、岩石致密或疏松程度、层理类型及其他构造特征、岩层厚度、化石种类、风化及次生变化特征。
（1）颜色。要观察岩石的整体颜色。如碎屑成分复杂，颜色多而杂时，可把标本放远一点看，描述主要的颜色。有时可把次要的颜色放在前面来形容主要的颜色，如红褐色，即以褐色为主，略带红色。对颜色的描述要分清新鲜面和风化面的颜色。
（2）碎屑物的成分。鉴别并估计它们的含量，含量多的写在前面，少的写在后面。
（3）碎屑物的结构。描述碎屑物的粒度、圆度、分选度、排列情况及碎屑颗粒的表面特征（粗糙、光滑、光泽等）和风化后的变化情况。
（4）胶结物的成分及胶结类型。包括胶结物的成分、颗粒大小、形状、排列方式等，胶结的紧密程度、胶结类型等。
（5）构造特征。描述层理的类型、大小及其他构造特征。
（6）与上、下岩层的接触关系。
（7）生物化石。种类、保存的完整程度、产出和排列情况。
（8）风化情况、次生变化、地貌上的特点。
（9）成因特征。垂向上沉积相的组合、过渡变化情况等。
（10）岩石命名。颜色＋胶结物＋粒度＋岩石名称，如灰黄色黏土质粗粒石英砂岩。
3.砂岩和粉砂岩肉眼描述举例
长石砂岩（河北唐山）
黄红色，不等粒砂状结构。碎屑成分主要为石英和钾长石，还含少量白云母碎片。碎屑颗粒大小不均，属中-粗粒。石英无色透明，含量约60%，钾长石表面新鲜，呈肉红色，解理清楚，解理面上显强玻璃光泽，含量约30%，白云母呈白色，强珍珠光泽，沿层理面分布较多。胶结物为黏土质和铁质，胶结较紧密。
命名：黄红色黏土质中-粗粒长石砂岩。
石英砂岩（河北宣化）
暗紫色，颜色分布不很均匀。中粒砂状结构，颗粒大小比较均匀。碎屑成分主要为石英、呈灰紫色，含量约80%；局部含少量黄铁矿，呈细粒星散状分布，由颜色可知其胶结物为铁质，铁质胶结物分布不均匀，有的地方铁质聚集成团块，有的已风化成褐铁矿，沿节理面浸染有风化后的氢氧化铁。胶结致密、坚硬，块状构造。
命名：暗紫色铁质中粒石英砂岩。
粉砂岩
新鲜面呈肉红色，风化面常为灰白色。含砂质质点和黏土质点，成分较复杂。肉眼能分辨的矿物成分有石英、白云母碎片和黏土矿物。黏土质和铁质胶结，具薄层状构造。
命名：肉红色黏土质粉砂岩。
（三）黏土岩肉眼鉴定与描述
1.黏土岩肉眼鉴定和描述方法
对黏土岩的鉴定主要是在野外进行的，但由于黏土岩的颗粒细小，成分复杂，又具有一系列的特殊物理性质，因之，除野外观察外，尚需在室内用实验室方法进行综合研究，才能得到正确的结论。黏土岩肉眼鉴定和描述内容有：颜色、大致成分、物理性质、结构、构造、上下岩层接触关系、空间分布状况、生物化石、结核及其他成因标志等。
（1）颜色。要注意干燥时和潮湿时的颜色有所不同，新鲜面和风化面也不同，都要分别观察描述，并注意分析呈现各种颜色的原因。
（2）成分和混入物。黏土岩的矿物成分肉眼很难观察，但要注意有无碎屑物质，可用手指搓捻来判断。滴加稀盐酸确定有无方解石或其他碳酸盐类矿物。
（3）物理性质。要注意观察岩石固结的程度、硬度、断口、触感、光泽、黏舌性、在水中浸泡后的变化、可塑性、膨胀性、吸附性等，这些物理性质可以反映黏土岩的矿物成分。
（4）结构和构造。有无鲕粒、豆粒、结核、包裹体等，劈理、层理、页理的显著程度。
（5）产状。水平方向的变化，上、下岩层的接触关系及有关成因标志，初步判断其沉积环境和形成条件。
（6）生物化石。描述化石种类、数量、保存完整程度及分布状况。
（7）命名。黏土岩因为颗粒细小，肉眼无法鉴定其成分，在野外通常根据黏土岩的固结程度和构造特征先定出主要名称：如有页理构造的叫页岩，无页理的致密块状的叫泥岩；有部分板理的称泥板岩（板状泥岩）；然后再根据次要成分和颜色来命名，命名顺序为：颜色、次要成分、岩石构造特征。如灰色钙质页岩与黄灰色铁质泥岩等。
2.黏土岩描述举例
蒙脱石黏土岩
浅肉红色或白色，断口粗糙，不很滑腻。在水中很易泡软，并可膨胀到原体积的2～3倍。黏舌性不强，较疏松，具裂隙。含有少量的分解残余物。块状构造。
紫色页岩
灰紫色，成分大部分为泥质及黏土矿物，肉眼不能分辨，少部分为碎屑矿物，有石英、长石、云母及绿泥石等。岩石具纸片状、片状的页理构造。

(一)冲积扇相
1.冲积扇的一般特征
冲积扇是由洪水携带山区的物理风化产物从狭窄的山谷流出山口，坡度急剧变缓，洪水散流，流速变慢，水中携带的石块和泥砂很快在山口附近堆积下来，形成以山口为顶点的扇形沉积物(图6－3)。冲积扇一般分布于山脉与平原交接的部位，此外，又常是同生断裂所在处，山区不断上升剥蚀，可供给丰富的碎屑物质，平原不断下降可以接受很厚沉积物，因而常在山麓前形成多个互相衔接的冲积扇群，延伸可达几十到几百千米，厚几百到上千米。我国有部分冲积扇可从山口向前一直延伸到湖岸或海岸区，形成沿岸发育的冲积扇或扇三角洲。
2.冲积扇沉积相划分和特征
扇根亚相 位于山口，分布范围狭窄，但厚度巨大(图6－3)，主要由陡坡型辫状河和泥石流沉积的粗碎屑岩组成。

图6－3 典型的冲积扇相模式(据Spearing，1974)

扇中亚相 扇中是冲积扇的主体组成部分，分布范围大，但厚度较扇根减薄，由辐射状分流的辫状河道、泥石流、筛积物和水道间漫流带组成，其中筛积物是扇中亚相的标志性产物。
扇端或扇缘亚相 位于冲积扇外围与冲积平原呈过渡关系的低洼部位，由间歇发育的辫状河、片泛、湖泊和干盐湖或风成沙丘组成。
3.古代冲积扇相沉积的主要鉴别标志
1)冲积扇多形成于干旱、半干旱气候、氧化环境，故沉积物常呈红色，以碎屑物质为主，粒度冲积扇一般被划分为扇根、扇中和扇端或扇缘3个亚相主要特点为粒粗，分选差，岩性变化大，可有少量盐类及碳酸盐矿物。动物化石稀少，但砾石中可含有老地层中的化石，它不能代表冲积扇形成期的化石，而是指示物源区位置和母岩区地层年代的标志。
2)冲积扇的扇根和扇中，多具陡坡型辫状河体系，搬运和沉积作用均是阵发性和暴发性的，故搬运介质较复杂，既有牵引流又有重力流。其沉积物可由厚的河流沉积物和粗的泥石流沉积物，或由水携沉积物、筛积物和泥石流沉积物组成，河床充填沉积物少，可见其沉积物粒度差别很大。
3)沉积物主体呈长/宽比约为5～20的板片状外形，称为片状(片流)沉积物。
4)泥石流沉积主要发育在扇体的上部，向扇缘渐少。
5)自扇顶顺坡向下，碎屑物粒度逐渐减小，剖面上具有向上变细的结构(图6－4)。

图6－4 冲积扇剖面结构

6)切割－充填构造主要发育在扇顶附近，坡脚附近少见，一般不具层理，可见波痕、干裂、雨痕等暴露标志。
7)冲积扇的各种沉积类型(如片流沉积、筛积物、泥石流及河床充填物)，其搬运沉积的水动力条件很不相同，因而它们在厚度上、碎屑粒度上及分选性上变化很大，很不相同。
8)冲积扇与河漫滩或湖泊相等沉积环境的沉积物常呈超覆接触或舌状交错接触。
9)冲积扇的水流模式呈辐射状，主流水方向为辐射状。
川西安县一带上侏罗统境莲花口砾岩厚达近千米，即由一连串的冲积扇沉积物组成。
(二)河流相
河流相沉积常与某些大型油气藏有关，也常产有铀、金、金刚石、水晶、独居石、刚玉、钨、锡、铂等矿产，因此，近年来对河流相沉积的研究非常深入，在认识上有很大的发展，主要是通过对现代河流沉积物的研究和室内水槽模拟试验，对河流作用的机理和所形成的沉积物的结构、构造、粒度、组分等有深入的了解。以将今论古的方法说明古代河流相沉积物是广泛存在的，并且厚度可以很大(多阶性)、分布面积可以很广(河床侧向迁移)，不一定成薄层的长条带状分布。

图6－5 四种类型的河流平面形态特征(据B.R.Rust，1978;Miall，1997)

按河流河道的平面形态等特征，把河流分为带状河流、蛇曲河流及平直河流三类，但自然界平直河流很少，下面以曲流河为例介绍河流沉积相沉积的主要特征。
1.河流的分类
河流的类型主要利用曲率来划分的，所谓曲率系指河道长度与河谷长度之比。当曲率>2.0时，为曲流河;曲率=1.3～2.0时，为顺直河;曲率<1.3时，为辫状河。河流的分类方案意见较统一(表6－2)，本教材采用Rust(1978)和Miall(1997)的四分方案，图6－5为四种类型的河流平面分布特征。
表6－2 几种通用的河流类型划分方案


2.河流沉积相划分和特征
以曲流河为例，河流相沉积一般可划分出以下几个亚相和微相(图6－6)。

图6－6 曲流河沉积模式和沉积相划分

(1)河床亚相
属于河流下部旋回沉积，发育有以下4个沉积微相:
河床滞留微相 从上游搬运来的与就地侵蚀来的物质，细粒被冲走，粗粒物被留下堆积在河底，即为河床滞留沉积。其成分复杂，砾石多、砂多，可有泥砾和硅化木。砾石可呈叠瓦状排列，最大扁平面倾向上游。一般厚度不大，呈断续的透镜状位于河流沉积物的底部，向上过渡为边滩或心滩沉积(图6－7，图6－8)。
边滩微相 为曲流河所特有，是河流侧向迁移在河湾内侧形成的加积物，也是曲流河中沉积作用最活跃的部位，沉积物以砂为主，混有砾、粉砂和粘土，成分及结构成熟度均低，向上粒度渐细。层理类型丰富多样，主要为各种大、中型交错层理，尤以大型板状层理常见。砂体呈板状，厚几十厘米至几米(图6－7)，宽度变化大，取决于河流大小及侧向迁移规模和时间。
心滩微相 心滩是辫状河流的主要流水地貌，它的存在是确定辫状河流的主要标志(图6－7)。心滩沉积物粒度比边滩粗得多，但粒度范围变化更大，成分成熟度更低，层理更发育，类型也多样化，常出现大型槽状交错层理、平行层理、块状和逆行沙波层理，底冲刷构造非常发育。心滩沙体也呈透镜状产出、侧向岩性变化快，但垂向上往往由多个心滩连续叠置，顶部一般缺少堤岸沉积。
串沟充填微相 当流速很大的洪水向边滩上散流时，由于强烈的侵蚀下切作用，常在边滩上形成深1～2m的串沟，河流因串沟而使河道截直。沉积物主要是洪水期垂向加积的砂、粉砂，夹砾石，分选不好，以小型槽状层理常见，还可见干裂、槽模，岩体呈上平下凸的透镜状夹于边滩之中。
(2)河漫滩亚相
属于河流下部旋回沉积，包括天然堤、决口扇、岸后沼泽、洪泛平原和牛轭湖等微相类型:
天然堤微相 天然堤的形成是由于洪水期河水漫越河岸，当河水变浅、流速降低时，大量河水携带的悬移物质很快在岸边沉积下来，形成断面呈楔形的天然堤。它具曲流河的地貌特征，沉积物粒度比边滩细，主要是细砂岩、粉砂岩及泥岩的薄互层组合，单层厚几厘米到几十厘米。常发育钙质结核，这是河流堤岸间歇性暴露沉积的一个标志。层理发育，在砂岩层中见各种大型交错层理。泥岩中可见水平层理、干裂、植物根。岩层中有虫迹出现。垂向剖面上位于边滩的顶部(图6－7)。
决口扇微相 在洪水期时，过量的洪水冲决天然堤，并在堤岸靠平原一方的斜坡上形成树枝状水系的舌状堆积物，称为决口扇沉积(图6－6)。沉积物主要为细砂及粉砂岩等细粒物质，但粒度比相邻的堤岸沉积要粗一些。可见各种小型交错层理，局部有中型交错层理，另见冲刷及充填构造，植物及其他化石是河水带来的。决口扇沉积呈舌状体，断面上呈透镜状，厚度不大。

图6－7 曲流河沉积序列和剖面结构


图6－8 辫状河沉积序列(据Walker和Cant，1976，魁北克省加斯佩半岛泥盆系)

洪泛平原微相现代河流虽可细分为河平原、河漫湖泊和河漫沼泽等微地貌，但在古代沉积物中很难分出各微相，而统称为洪泛平原微相。洪泛平原一般地势平坦，很少起伏，无冲刷作用，低洼的部位常年积水而形成河漫沼泽(或岸后沼泽)，洪水期流水带来的细粒悬移载荷是沉积物最重要的供给源和供给方式，因此沉积物粒度细，以垂向加积作用为主，形成的岩石主要为粉砂岩及泥岩。层理一般不发育，有时可见水平层理、小型交错层理。常见干裂构造，砂体一般不发育。在干燥气候区，由于蒸发作用强烈而产生钙质结核和铁质结核，在潮湿气候区的低洼部位植物生长茂盛，可进一步发展成岸后沼泽，广泛沉积炭质页岩、泥灰岩和泥炭与煤层等，为重要的造煤环境。
牛轭湖微相 由于河流的衰老或蛇曲河的截弯取直作用而形成牛轭湖(即废弃河道，图6－6)，其中既有侧向加积的砂质物，又有垂向加积的粉砂和泥质。富含有机质，还可有淡水动物化石。一般层理不显，有时有沙纹层理、水平层理等。
3.古代河流相沉积的主要鉴别标志
■具明显的半韵律构造，即每一个韵律都是下粗上细，底部常有一个冲刷面或冲蚀坑。
■岩层横向变化大，沙体多呈透镜状产出。
■粒度组分上有较多的砾石，砾石有定向性，多呈叠瓦状排列。
■砂岩、粉砂岩中不稳定矿物多，即矿物成熟度低。
■层理发育，类型丰富，最具代表性的层理类型是板状交错层及槽形交错层;斜层理具定向性，可指示水流方向。
■河流相中一般无动物化石，可有植物碎片及硅化木等。
■河流相的剖面层序:由于河流的侧向迁移、侧向和垂向的加积作用，形成的垂向剖面层序，具有粒度向上变细的层序。曲流河沉积层序具两层结构(图6－7)，常因河道大幅度的侧向迁移而具有大面积分布的边滩沙体。辫状河流沉积也由河流下部旋回和上部旋回两部分组成，但一般上部旋回沉积不发育，下部旋回以发育心滩为主(图6－8)，因旋回的多阶性而具有连续叠置的河道沙体。
(三)湖泊相
1.湖泊的一般特征
湖泊沉积是陆相沉积物中分布最广泛的沉积物之一。我国中新生代地层中常有巨厚的湖泊沉积，如四川侏罗系、白垩系等。湖盆大小可相差很大，大者面积可这几十万平方千米(如里海面积达43×104km2)，小者可很小。大小及深度不同的湖盆，其水动力条件显然不一样，其岩性、生物、构造等均不一样;再者气候环境、水体含盐度及淡水注入情况等都影响着湖相沉积的特征。
湖泊分类的方案和原则很多，通常按湖水含盐度把湖泊分为淡水湖(含盐度3.5%)。但大陆上的湖泊多是淡水的，或者在湖泊的发展历史中淡水期占主要时期，当然这主要决定于古气候和盐分的供应情况。
2.淡水湖泊沉积相划分和特征
淡水湖泊发育于潮湿气候区，其沉积特征主要为陆源物质，化学沉积物少，常有淡水动物化石和陆生植物及其碎片。淡水湖泊可依据湖底地形和水动力强弱的不同而划分出滨湖、浅湖、半深湖、深湖区，若有河流注入，还可形成湖泊三角洲。湖泊沉积物常呈带状分布，从湖岸至湖心，伴随水深加大和水动力条件由强转弱，沉积物粒度愈来愈细，依次为砾、砂、粉砂和泥(图6－9)，因此，按湖底地形和水深变化，通常将湖泊划分为滨湖、浅湖和半深湖－深湖3个亚相，在发育有大型河流的入湖口处和相邻的较深水湖底，时常还发育有湖泊三角洲、扇三角洲、湖岸扇和湖底浊积扇等沉积体系。以下重点介绍滨、浅湖和深－半深湖亚相。
滨湖亚相 滨湖地区水动力条件比较复杂，有拍岸浪与回流的作用，也有潮汐的作用，可有生物介壳，有时富集成介壳滩，故湖水对沉积物的改造作用较强。岩石类型多样，以砂岩、粉砂岩为主，有时产有滨湖砾岩。因湖浪的淘洗作用强，砂粒磨圆好，分选性也较好，交错层理发育，主要为小型波状层理及中小型单斜层理，还有变形层理、干裂、雨痕、虫迹及冲刷构造等，沙体呈透镜状。
浅湖亚相 主要指滨湖沉积以下至波基面以上的地带，岩性主要为泥岩、粉砂岩，有时有细砂岩透镜体。层理多为不规则的水平层理、小型波状层理。有时可见对称波痕，生物化石保存好，且较丰富，以腹足、瓣鳃类为主，还有介形虫、叶肢介及鱼类。可产有菱铁矿、鲕状绿泥石等弱还原自生矿物。
半深湖－深湖亚相 湖泊深水区是位于波基面以下的静水区，一般大型湖泊都是在20～30m以下地区，水动力弱、安静、还原环境。深湖沉积主要为黑色、深灰色泥岩、页岩，有时可夹灰岩，泥灰岩及油页岩。层理发育，以微细水平层理、季节纹层为主、无底栖生物，只有介形虫、叶肢介和鱼类游泳生物化石，多黄铁矿。岩体呈层状，层位稳定、分布广、易对比。
3.盐湖的沉积特征
盐湖分布于干燥炎热的气候区，其形成条件是蒸发量大于降水量，由于湖水受强烈蒸发，含盐度高，出现盐类矿物沉淀而形成盐湖。
盐湖沉积具有显著的阶段性，由老到新常分为碳酸盐、硫酸盐和卤化物三个沉积演化阶段:
■在含盐度较低时，只沉积碳酸盐，钙质粉砂岩及泥灰岩，其初期可有碎屑物伴生和形成钙质砂岩，往往位于剖面的下部;
■蒸发作用加强，含盐度加大，开始沉积石膏、芒硝等硫酸盐矿物，位于剖面的中部;
■蒸发作用继续加强，甚至蒸干，含盐度连续加大，依次沉淀溶解度更大的氯化物，如石盐、钾盐、光卤石等。
盐湖这三个沉积阶段可因构造下陷和气候周期性变化，且盐湖与淡水期间常呈过渡交替的关系，故形成多旋回的盐湖沉积。在我国西北地区有现代盐湖沉积，在古代地层剖面中也有盐湖沉积阶段，如江汉第三系等。

图6－9 湖泊沉积环境和相带的划分

如果湖泊很少水流注入，湖水不断减少，则湖泊逐渐被沉积物充填满而淤塞，湖泊就向沼泽转化。
(四)沼泽相
沼泽也可称之为湿地，系指植物非常茂盛的蓄水低地。按其地理位置，可分为滨海沼泽(即沼泽化潟湖)和大陆沼泽，前者多生于海退时期的滨海平原地区，常可形成大的煤田，如河北峰峰煤田。大陆沼泽则多为湖泊发展之末期产物，陕北神户大煤田，故大陆沼泽与湖泊相常共生或过渡。当河漫湖泊演化成沼泽时，则称河漫沼泽或岸后沼泽，大陆沼泽环境的特点是:地势平坦，气候温暖、潮湿，水体几乎呈停滞状态，植物生长茂盛。
沼泽相沉积物特征主要有如下几点:
■以泥岩为主(包括黑色页岩、炭质页岩等)，无或很少碎屑岩，沼泽相沉积物无分带现象;
■常有腐泥和泥炭沉积，有时有煤层，含有大量植物化石和根土岩;
■粘土矿物和次生矿物成分复杂，含量较高，有高岭石及黄铁矿、菱铁矿等还原性矿物;
■水没有或很少流动，故层理不清，有时见水平层理，或被破坏成块状层理;
■厚度不大，分布范围一般较有限。

陆源碎屑湖泊是最常见的湖泊类型，理想的湖泊沉积模式在平面上呈环带状分布（图6-19），从边缘到中心，沉积物粒度由粗变细，但各带不一定很连续，分布亦可不规则。

湖泊可分为几个主要亚环境（图6-20），洪水湖面与枯水湖面之间为滨湖区；枯水湖面与浪基面之间为浅湖区；浪基面以下为深湖区。

图6-19 理想的湖泊沉积物平面分布模式与北美尤因塔湖（始新世）的简略相模式比较图

（据M.D.Picard＆L.R.JR.High，1972；转引自王良忱和张金亮，1996）

湖泊实际沉积比上述理想模式复杂得多。由于流入湖泊的河流影响，在湖的边缘地区可形成三角洲砂体；因浊流作用，在深湖地区可发育粗粒物质的浊流沉积。总之，各种因素都可破坏沉积物环带状分布的规律性。如果有充足物源供应，三角洲和浊流砂体可以在湖内延伸相当远，不局限于某一深度而自成体系。

如果考虑河流注入湖泊的复杂因素，从陆地向湖心，其沉积体系或沉积物分布模式是：湖泊三角洲沉积（或湖湾沉积）—滨湖沉积—浅湖沉积—深湖或浊流沉积。

湖泊相可细分出如下几个亚相：湖泊三角洲亚相、滨湖亚相、浅湖亚相、深湖亚相。各亚相的特征如下（表6-5；图6-19，图6-20）。

表6-5 湖泊沉积的基本特征

（1）湖泊三角洲亚相

湖泊三角洲（图6-21，图6-22）在淡水湖泊碎屑沉积中较常见，分布在物源区（河流注入湖泊）一侧，而且出现在水退时期。由于湖泊的波浪作用弱，仅为河控三角洲。其沉积特征与海相河控三角洲相似，唯规模小得多。由顶积层、前积层和底积层三部分组成。顶积层实际上为河流沉积，一般以砂质为主，具有与河流沉积类似的板状交错层理和槽状交错层理。前积层主要为粉砂和细砂沉积，并含较多的生物碎片，具特征的曲线型的前积交错层理以及粒序层理、小型交错层理、砂泥互层水平层理，或因生物扰动强烈而层理不明显。底积层则为粉砂和泥质沉积，生物碎片较多，富含有机质，具水平层理或因生物扰动而层理不明显。这三部分沉积是在湖水面比较稳定的情况下形成的，当湖水面变动较大时，就可以复杂化而形成一系列透镜状砂体。

图6-20 湖泊的亚环境划分

（据吴崇筠，1981；转引自孙永传和李蕙生，1986）

图6-21 湖泊三角洲的构造及层序

（据曾允孚和夏文杰，1989）

图6-22 陕甘宁盆地中-下侏罗统湖泊沉积层序

（据陕西省区域地质调查队资料编绘；转引自魏家庸等，1991）

a—波状层理的细砂岩，分选、磨圆较好；b—深灰色粉砂岩夹泥岩条带，水平层理，波状层理；c—黑色泥岩，水平层理，含黄铁矿结核及鱼骨屑

（2）滨湖亚相

滨湖区由于湖浪作用而使水介质能量较高。开阔型湖岸可形成砂质湖滩，若湖岸较陡时，可形成砾石质湖滩，沉积物以砂和粉砂为主，有时有砾石，一般分选性和磨圆度较好。湖滨沉积物中多见异地搬运而来的生物介壳，可富集堆积成介壳滩。中至大型交错层理和小型交错层理发育，可有干裂、雨痕、波痕、虫迹、冲刷构造等。

（3）浅湖亚相

浅湖区水介质能量变低，沉积物以粉砂和泥为主，夹有细砂透镜体。砂岩粒度均匀，分选性亦较好，生物化石丰富，保存较完整。层理以不规则的水平层理和小型交错层理为主，可见浪成波痕。

（4）深湖亚相

深湖区因不受湖浪影响，故多半为水体安静的还原环境。常为暗色泥岩和页岩，少量粉砂岩，有时还有泥灰岩、灰岩、油页岩等。沉积物富含有机质，往往为良好生油层。一般缺乏底栖生物，但可有浮游生物，常见保存完好的鱼和介形虫化石。层理主要为水平层理、季节性韵律层理或块状层理。

较浅和较小湖泊的深湖区不一定是还原环境，因而可出现底栖生物，并有生物扰动构造。

我国现代青海湖湖底的沉积物基本上符合以上理想环带分布，特点是：①湖滨砾石较少出现，仅在湖泊南北呈零星分布；②砂质沉积物分布在从湖滨至水深12m内的浅湖，呈环带状分布；③各种淤泥在湖水深12～29m的广大湖底沉积，主要为粉砂质淤泥；④鲕状砂分布于湖泊沙岛一带，不呈带状分布。

（5）深湖中重力流沉积

深湖亚环境中也可以出现重力流沉积，例如，深水浊积扇沉积是由湖泊三角洲或其他湖岸沉积物，在外力作用下发生滑动或滑塌，经再搬运和再沉积作用，在湖泊深水地区堆积而成的扇形或舌状砂体。这种湖泊浊积层序多数符合著名的鲍马层序。如黄骅坳陷北部地区古近系沙三段浊流砂体可作为此种类型的代表（图6-23）。深水重力流水道沉积，可能主要是近源的洪水浊流在湖盆深水区的沟谷或断凹处堆积而成的条带状浊积砂体。

图6-23 黄骅坳陷北部地区古近系沙三段浊流砂体

（据孙永传等，1980；转引自余素玉和何镜宇，1989）

（6）湖湾沉积

在滨、浅湖地带，由于水浅，形成沙坝、障壁沙坝（岛）等砂体，使近岸水体被分隔，形成半封闭的湖湾。例如，在黄骅坳陷沙二段、沙三段地层中，发育有障壁沙坝与半封闭湖湾沉积。当沙坝不断推进时，可形成大致下细上粗的进积型沉积层序，自下而上为：湖盆块状或水平层理泥岩→障壁沙坝→半封闭湖湾泥岩夹白云岩和油页岩（图6-24）。如果沙坝不断向陆地方向推进，则出现退积型沉积序列，即自下而上为：半封闭湖湾沉积→障壁沙坝→湖盆沉积。

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