砂岩的分类及用途

1、分类：

（1）按直径分类

根据砂粒直径可分为：巨粒砂岩（2-1 mm）、粗粒砂岩（1-05 mm）、中粒砂岩（05-025 mm）、细粒砂岩（025-0125 mm）、微粒砂岩（0125～00625mm），以上各种砂岩中，相应粒级含量应在50%以上。

（2）按岩石类型分类

按岩石（矿物）类型划分：石英砂岩（石英和硅质碎屑占总砂岩碎屑的95%以上）和石英杂砂岩、长石砂岩（主要是石英和长石，石英含量小于75%，长石超过1875%）和长石杂砂岩、岩屑砂岩（碎屑中石英含量小于75%，岩屑含量一般大于18755，岩屑与长石之比大于3）和岩屑杂砂岩。

2、用途：

砂岩是人类最广泛使用的石材。其高贵典雅的气质、自然环保的特点，在建筑史上创造了许多奇葩。几百年前用砂岩装饰的卢浮宫、英国宫殿、美国国会大厦、哈佛大学、巴黎圣母院等至今仍风韵犹存，精典永在。

过去，由于采石场的切割机和加工机械落后，砂岩在施工中非常吃力。近年来，这些条件得到了改善，逐步能够为客户提供最高水平的专业知识，满足客户对彩色产品的高质量要求。

扩展资料：

砂岩的优点：

砂岩是一种无光污染、无辐射的优质天然石材。对人体无辐射损伤。防潮、防滑、吸音、吸光、无味、不辐射、不褪色、冬暖夏凉、温雅；与木材相比，不开裂、不变形、不腐烂、不褪色。

简化产品安装，只要使用玫瑰可以将雕刻固定在墙上，产品就可以与木装饰有机结合，背景造型空间更加完善，克服了传统石材安装繁琐，减少了安装成本。装饰好的房子无需增加其它工序和油漆就能直接把雕刻品安装上墙。

材质方面，一种暖色调的装饰用材，素雅而温馨，协调而不失华贵；具有石的质地，木的纹理，还有壮观的山水画面，色彩丰富，贴近自然，古朴典雅，在众多的石材中独具一格而被人美谓“丽石”。

-砂岩

-沙岩

中央隆起带位于惠民凹陷中西部，呈东西向延伸，把惠民凹陷分隔成南北两部分，北部为滋镇洼陷，南部为临南洼陷。沙三段早期中央隆起带还未形成，该地区为半深湖-深湖相沉积，发育了巨厚的油页岩。沙三段中期随着临邑大断层的活动，隆起的雏形逐步形成，并且隆起的规模由西向东逐渐延伸，湖盆水体也逐渐向东退缩，同时在中央隆起带西部发育了大型退积式河流-三角洲沉积。沙三段晚期，构造活动强度降低，并相对稳定，湖盆水体也保持了相对稳定，从而在前期形成的三角洲沉积的基础上发育了中低能的滨浅湖滩坝沉积。下面将着重阐述该地区滨浅湖滩坝沉积的沉积特征及沉积模式。

一、沉积特征

通过对该地区岩心观察、薄片及扫描电镜分析，该地区的滩坝沉积特征如下。

1岩性特征

主要为细砂岩、粉细砂岩、泥岩、炭质页岩以及生物灰岩或含生物碎屑的泥岩。总体以细粒沉积为特征，砂级以上颗粒罕见，其中生物灰岩或含生物碎屑的泥岩分布于一个滩坝层序的底部，成分主要为较完整的螺和介形虫化石。细砂岩成分具有以下特征：颗粒占70%，孔隙占20%（多为原生孔隙），胶结物和杂基各占5%左右，颗粒中主要为石英占80%，长石（以钾长石为主）占15%、岩屑（以燧石岩为主）占5%。

2沉积构造

沉积构造类型多样，主要有层理、波痕、生物扰动、潜穴以及植物根茎等（图8-14）。层理主要有平行、波状、砂纹、槽状交错、块状、水平等，其中块状层理多由生物扰动所致，岩心常见生物潜穴切穿层理中纹层及层系，使之呈断续状；生物扰动最为发育，潜穴类型有垂直、倾斜、水平三种类型，潜穴中充填物多发生赤铁矿化，呈红色；植物根迹是另一种较典型的生物成因构造，呈直立状分布于砂岩、泥岩之中，现多发生赤铁矿化，岩心中呈红褐色。此外，其常与炭质页岩共生，并且发育于炭质页岩之下的砂岩或泥岩中，从层序地层学角度来看，其形成于准层序界面以下。

图8-14　主要沉积构造类型

A—临41-3井，15635m，生物潜穴破坏交错层理；B—临41-3井，15072m，斑点状粉砂岩；C—临63井，18071m，砂纹、波状层理；D—临63井，18503m，炭质页岩-植物茎

3结构特征

滩坝砂体以粉细砂岩为主，粒径一般为0125～025mm，粒度百分比图和粒度概率图多为两段式、三段式，局部可见多段式，总体上具有跳跃次总体发育、悬浮次总体较少或几乎没有等特点（图8-15）；并且跳跃总体的斜率大，分选好，可分为两个次总体，反映了存在有冲刷回流现象。颗粒的圆度较好，以次圆状颗粒为主，次棱角状、棱角状颗粒较少见。

4相序特征

一个完整的沉积相序主要为灰色泥岩（局部含生物碎屑或生物碎屑灰岩）→泥质粉砂岩→粉细砂岩（细砂岩）→泥质粉砂岩→炭质页岩，由于受沉积条件控制，常较难见到一个完整的沉积相序，但总是以反映较深水条件下形成的沉积产物开始，构成相序的底部；以反映浅水沼泽环境的沉积产物结束，构成沉积相序的顶部。其垂向常表现为复合粒序，下部为反序，上部为正序。测井曲线上多为箱形、钟形。每个沉积相序厚度一般小于10m，平均3～6m左右。

二、沉积模式

1沉积微相划分及特征

根据一个完整的滩坝沉积的发育历史和形成过程，把滨浅湖滩坝沉积划分出四个沉积微相：暗色泥岩（灰岩）微相（A）、滩坝侧缘微相（B）、滩坝主体微相（C）、炭质页岩微相（D）（图8-16）。

（1）暗色泥岩（灰岩）微相（A）　实际已属于还原浅湖沉积，介于正常浪底与风暴浪底之间，偶见风暴岩沉积。岩性以灰色、灰绿色泥岩为主，局部为含生物碎屑泥岩或生物碎屑灰岩，其中生物多为螺、介形虫等。该微相与下伏沉积呈突变接触，下伏沉积多为炭质页岩或砂岩，其间存在湖水突然变深的过程，因而生物常因湖水突然变深而发生死亡，形成生物碎屑岩屑或含碎屑泥岩。实际上该沉积微相是滩坝沉积的开始，构成了沉积层序的底部。

（2）滩坝侧缘微相（B）　根据滩坝侧缘与滩坝主体的相对位置关系，又可把滩坝侧缘微相分成：外侧缘微相（B1）和内侧缘微相（B2）。

外侧缘微相（B1）　位于滩坝靠近湖盆一侧的正常浪底以上，岩性以泥质粉砂岩、粉砂质泥岩为主，颜色较深，水体能量中等偏低。生物多为广盐性生物，生物扰动、潜穴发育多为水平、倾斜型，层理多为波状、水平、砂纹层理。

内侧缘微相（B2）　位于滩坝向岸一侧，由于滩坝主体地形较高，对滨浅湖水体起到一定的阻挡作用，从而使滩坝靠岸一侧出现局部低能环境，该微相水体能量中等偏弱。岩性也是以泥质粉砂岩、粉砂质泥岩为主，炭屑、植物根茎等较发育，生物扰动、潜穴也较常见，潜穴多以水平、倾斜为主，层理以水平、波状、透镜状为主。

（3）滩坝主体微相（C）　又称滩坝顶部沉积，是滩坝的主体部分，沉积水动力能量最强，沉积物的粒度最粗，为结构、成分成熟度最高分布区。岩性以粉砂岩、粉细砂岩、细砂岩为主。生物潜穴以倾斜、垂直为主，层理以平行、块状（生物扰动所致）、交错层理为特征，粒度概率图上表现为跳跃总体发育，斜率大，可分为两个次总体等特征。此外，滩坝主体上常发育冲槽（或冲坑），即滩坝顶部相对低洼的地区，该地区是滩坝主体上高能环境中相对低能的局部地区，沉积物粒度偏细，以泥质粉砂岩、粉砂岩为主，其中底部可发育有少量的冲刷砾、植物杆等。该沉积微相是高孔高渗分布带，孔隙度一般为25%～30%，渗透率一般在300×10-3μm2以上，最高可达1300×10-3μm2，特别是渗透率要明显好于滩坝侧缘微相（图8-17）。

（4）炭质页岩微相（D）　实际相当于沼泽微相，位于滩坝向岸一侧。滩坝沉积后期，湖水水体逐渐变浅，早期滩坝沉积也逐渐出露水面，从而逐渐发生沼泽化而形成炭质页岩沉积，其反映了滩坝沉积事件的结束。向上又是另一个滩坝沉积的开始。

2平面沉积相组合

图8-15　L41-3井滩坝沉积粒度曲线

图8-16　滩坝沉积模式

图8-17　滩坝沉积垂向微单元及物性特征

惠民凹陷中央隆起带西部沙三段中期沉积以后，地势变得较平缓，水体较浅，水体能量中等。仅在东部地区即宿安以东发育半深湖环境，因而中央隆起带西部地区沙三段晚期发育的滨浅湖滩坝属中低能滩坝，但在滩坝沉积过程常伴随有风暴岩沉积，形成了滨浅湖滩坝-风暴岩沉积体系。按滩坝沉积和风暴所形成的风暴岩沉积的相对位置，可以把滨浅湖滩坝-风暴岩沉积体系分成两种类型：风暴岩-滩坝沉积体系和滩坝-风暴沉积体系（图8－18）。前者风暴所形成的风暴岩沉积位于滩坝与岸之间，风暴流所携带的沉积物越过滩坝主体，能量降低，同时由于滩坝砂体的遮挡作用使风暴流所携带的沉积物在滩坝与岸之间发生沉积，该沉积物主要特点是：①砂、泥混杂，分选性差，其中含大量植物碎屑和生物化石碎片；②丘状、洼状交错层理不发育，多呈块状层理；③常被炭质页岩覆盖或夹于炭质泥岩之中。后者风暴所形成的风暴岩沉积位于正常浪底以下，即滩坝沉积靠湖一侧，这种风暴岩沉积较常见，主要由风暴回流把滩坝沉积经风暴改造后带到正常浪底以下沉积而成。其主要沉积特征有：①砂、泥混杂，分选性差，其中含有大量生物碎屑，完整性差；②此种风暴岩中常见典型的丘状、洼状交错层理；③风暴岩沉积常夹于正常浅湖相泥岩之中。

图8-18　滩坝-风暴沉积体系模式图

三、结论

惠民凹陷中央隆起西部沙三段晚期滨浅湖滩坝沉积为中低能滩坝，主要分布在沙三段上部层序ⅢLST的盘213井—临41-12井井区，滩坝沉积可以划分出四个沉积微相：滩坝主体微相、滩坝侧缘（内侧缘和外侧缘）微相、炭质页岩微相、暗色泥岩微相，其滩坝主体微相沉积砂体发育，砂体结构成熟度、成分成熟度高，储集物性好，是有利油气聚集带；该地区滩坝沉积常与风暴岩沉积伴生，并且按两者相对位置可以分为风暴-滩坝沉积和滩坝-风暴沉积两种模式。

毫米）中砂岩（05—025毫米）和细砂岩（025—005毫米）。对于砾岩，还应注意观察其颗粒形状，颗粒外形呈棱角状者是角砾岩，系圆状或次圆状者为砾岩。其次，看碎屑岩的矿物成分（碎屑颗粒成分和胶结物成分）。砾岩类的碎屑成分复杂，分选较差，颗粒较大，一般不参与定名；砂岩，主要矿物成分有石英、长石和一些岩石碎屑。在碎屑岩中，常见的胶结物有铁质（氧化铁和氢氧化铁）、硅质（二氧化硅）、泥质（粘土质）、钙质（碳酸钙）等。铁质胶结物多呈红色、褐红色或**。硅质最硬，小刀刻不动。

1,砾岩

砾岩是一种由圆浑状的砾石胶结而成的岩石，是圆状和次圆状的砾石占岩石总量30%以上的碎屑岩。砾岩中碎屑组分主要是岩屑，只有少量矿物碎屑，填隙物为砂、粉砂、粘土物质和化学沉淀物质。

2,角砾岩

角砾岩和砾岩一样，也是一种碎屑岩，由从母岩上破碎下来的，颗粒直径大于2毫米的碎屑，经过搬运、沉积、压实、胶结而形成的岩石，砾石的平均直径如果在1-10毫米，为细砾，10-100毫米称为粗砾，大于100毫米为巨砾。

3,砂岩

砂岩是一种沉积岩，主要由各种砂粒胶结而成的，颗粒直径在005-2mm，其中砂粒含量要大于50%，结构稳定，通常呈淡褐色或红色，主要含硅、钙、黏土和氧化铁。

4,白云岩

白云岩，是一种沉积碳酸盐岩。主要由白云石组成，常混入石英、长石、方解石和粘土矿物。呈灰白色，性脆，硬度大，用铁器易划出擦痕。遇稀盐酸缓慢起泡或不起泡，外貌与石灰岩很相似。

5,页岩

页岩(shale) 由黏土脱水胶结而成的岩石。以黏土类矿物(高岭石、水云母等)为主，具有明显的薄层理构造。按成分不同，分炭质页岩、钙质页岩、砂质页岩、硅质页岩等。

基山砂体的主体位于惠民凹陷中央隆起带中部临邑和商河之间的宿安地区，北起滋镇洼陷的焦1井附近，向南越过中央隆起带的鞍部宿安沟延伸到临南洼陷（图9-2、3），面积约300km2，形成于沙河街组三段沉积的中后期，在剖面上位于沙河街组三段中部油页岩沉积之上，最厚处可达130m，在层序地层学上属于层序Ⅲ的高水位体系域。笔者在综合分析地震、测井、岩心、重矿物及粒度分析资料的基础上，对砂体的沉积特征、沉积背景、砂体展布及含油性作了全面分析。

图9-2基山砂体构造位置及沉积模式图

图9-3　基山砂体南北向对比图

一、沉积特征

1岩石学特征

基山砂体岩性主要为块状的岩屑细砂岩、岩屑粉砂岩及含砾砂岩，灰黑色的泥岩、油页岩夹在大段砂岩之间。砂岩的成分有以下特征：颗粒含量70%～85%：石英占碎屑的35%～45%；长石占10%～15%，主要为钾长石；岩屑占40%～55%，主要为燧石岩、泥岩。碎屑颗粒磨圆度差，棱角一次棱角状，分选较好，砂岩颗粒较细，粒度中值平均为011mm，为细砂岩和粉砂岩，填隙物主要由铁方解石、高岭石组成。孔隙式胶结，颗粒支撑结构。

2沉积构造

通过岩心观察，基山砂体中反映深水沉积环境及重力流成因的沉积构造比较丰富（图版Ⅰ－5～8），主要发育平行层理、块状层理、透镜状层理、沟模、槽模、重荷模、火焰构造、变形构造等。其中槽模为最重要的一种反映高密度底流的冲刷痕，形状略对称，伸长状，起伏明显，宽约08cm，槽模间的中心距离约15cm，向上游一端具有圆滑的球根状形态，而另一端呈倾伏状渐趋层面而消失。沟模是砂质或粉砂质岩层底面上一些稍微突起的直线形的平行脊状构造，它是水流拖拽某些物体经过泥质岩层面形成的刻蚀痕又被砂质或粉砂质充填而成。脊间相距约8mm，脊的起伏约3mm，较平直。沟模和槽模是浊流沉积的特征标志之一。另外，在商13-107井29320m及临203井24830m处见到牧食迹，说明基山砂体沉积时是深水环境。

3粒度概率图及C-M图

本区粒度分析样品选择在块状细砂岩和鲍马序列B段平行层理细砂岩段，按照Walker（1979）的研究，B段为上流动体制的牵引流沉积，因此与一般的浊流沉积相比，其概率累积曲线特征略有变化，其中跳跃总体明显增加。这表明：沉积物在长距离的搬运过程中，随着较粗颗粒的卸载，流体的密度和悬浮物的沉降速度降低，水流的牵引沉积作用增加。商13-107井2420～244318m岩石粒度分析的C-M图上（图9-4），QR段发育，PQ次之，这说明以悬浮载荷为主，反映远源重力流沉积特征。

二、沉积背景

1古水流流向

通过地层倾角测井资料、重矿物资料及基山砂体砂岩百分含量图分析，基山砂体物源来自北部埕宁隆起，当时古流向为南东向。主要证据：①商741井3060～3200m为基山浊积砂体，砂体倾向、倾角较稳定，倾角10°，倾向190°，下伏泥岩背景的倾角6°，倾向220°，通过赤平网进行背景校正，得出基山砂体沉积时古流向165°。②重矿物资料ZTR指数由南往北具有减小的趋势（图9-4），如临19井、商7井ZTR指数分别为253和225，南部田3井ZTR指数为328。③从基山砂体砂岩百分含量图上看，自北向南砂岩百分含量逐渐降低，这说明基山砂体物源来自北部埕宁隆起，经中央隆起带宿安沟向东南方向流动。

2沉积环境分析

基山砂体在层序上属于层序Ⅲ的高水位体系域，根据惠民凹陷构造演化特征，层序Ⅱ沉积时期为湖盆断陷的初期阶段，层序Ⅲ沉积时期，随着临邑大断层剧烈活动，湖盆进入强断陷期，强断陷期的高水位体系域水体深、范围广，可容空间相对较大。由于临邑大断层剧烈活动的影响，临南洼陷快速沉降，惠民凹陷的沉积、沉降中心已经由层序Ⅱ沉积时期的滋镇洼陷转移到临南洼陷，此时，中央隆起带两隆一沟的构造格局形成，即临邑和商河地形较高，而介于两者之间的宿安地区地形较低，并且由于北部基山断层断裂活动强度降低，滋镇洼陷也逐渐抬升，由洼陷变成斜坡，因此在洪水的作用下，北部埕宁隆起的陆源碎屑物质以扇三角洲的形式快速向滋镇洼陷推进，又经中央隆起带鞍部宿安沟向南进入临南洼陷，形成一套洪水重力流成因的深水浊积扇砂岩体（图9-5）。

图9-4　基山砂体粒度概率图及C-M图

图9-5　基山砂体ZTR指数等值线图

三、砂体展布

基山砂体自下而上可细分成四个砂层组（图9-6、7、8、9）。第一、二砂层组分布面积较广，厚度较大；第三、四个砂层组面积和厚度都有所减小，这说明第三、四期洪水重力流能量减弱。

图9-6　基山砂体I砂层组砂岩百分含量等值线图

图9-7　基山砂体Ⅱ砂层组砂岩百分含量等值线图

在充分研究取心井段的基础上，对40口井钻遇基山砂体井的测井资料进行了砂岩厚度及砂岩百分比统计分析，基山砂体北起滋镇洼陷的焦1井，南到孟寺低隆起，西到田家田4井，东到贾庄、胡集西，向东、西、南三个方向尖灭。平面上北部窄，南部宽，呈扇形展布。东西方向有两个舌状体，这两个舌状体分别为两个沟道，由北部的一个主沟道分叉而成。商642井、商64井周围为沟间沉积，两沟道东西纵向切面呈透镜状，南北向切面分别为两个楔状体。

图9-8　基山砂体Ⅲ砂层组砂岩百分含量等值线图

图9-9　基山砂体Ⅳ砂层组砂岩百分含量等值线图

（一）冲积扇相

冲积扇是由山前带或陡崖朝着邻近的低地延伸的扇形沉积体。它常常是由携带大量沉积物的河流从狭窄的山谷流出并注入到宽阔的山前冲积平原上形成的。冲积扇是断陷盆地和前陆盆地边缘的主要沉积环境，其发育受盆缘断裂的活动，源区岩性及气候等因素的影响。

图5-1　合肥盆地冲积扇相垂向层序图

左—上侏罗统凤凰台组；右—下白垩系统黑石渡组

1泥石流沉积

泥石流沉积物以砾岩为主（图5-1），砾岩成分为各种类型的变质岩、脉石英等。砾石多呈浑圆状，砾径大小不一，多在01m左右，部分可达05m，个别可达l m左右。分选性一般，略具走向，扁平面大致平行于层面，呈颗粒支撑，铁、硅质胶结。有时夹长03～25m、厚01～02m的砂岩透镜体，向上逐渐增多。

2辫状河沉积

岩石类型以砾岩、砂砾岩、含砾砂岩为主，砾石成分为变质岩、脉石英等。砾石呈叠瓦状，大小不等，一般为001～005m。磨圆度差，呈次棱角状。有时夹砂岩，单个砂体多呈透镜状，具交错层理。

冲积扇在合肥盆地南缘最为发育，如晚侏罗世凤凰台组、早白垩世黑石渡组、上白垩统响导铺组和张桥组冲积扇，其中以凤凰台组为代表。

凤凰台组沿大别山前缘呈EW向带状分布，绵延近200km，它由一系列大小不等的冲积扇相互衔接，沿盆地边缘呈裙带状覆盖于三尖铺组之上。由岩屑砾岩、砂砾岩、含砾砂岩夹砂岩透镜体构成，厚度约1700m。

（二）扇三角洲相

扇三角洲最早由霍尔姆斯（Holmes A,1965）提出，1988年Nemec和Steel对扇三角洲含义提出的新解释，即“扇三角洲是由冲积扇（包括旱地扇和湿地扇）提供的物源，在活动的扇体和稳定的水体交界地带沉积的沿岸沉积体系。”这个沉积体系可以部分或全部沉没于水下，它们代表有大量沉积载荷的冲积扇与海或湖泊相互作用的产物，由一系列相互交接和垂直堆叠的扇三角洲构成的扇三角洲复合体。

由于早白垩世郯庐断裂带左行走滑平移作用，合肥盆地东缘出现了张八岭隆起，造成明显的地形高差，从而构成东部张八岭与盆缘陡岸扇三角洲发育的地质背景。扇三角洲发育在晚白垩世郯庐断裂带沿线的定远—界牌—肥东一带，发育一系列NNE向展布的扇三角洲裙。

响导铺组沉积期的扇三角洲相是在早白垩世朱巷期扇三角洲的基础上发展起来的，其位置与朱巷期大致相同，即位于盆地东缘的郯庐断裂下降盘，部分在陆上，部分掩于水下。本次研究发现的几个扇体均属水下部分，水上部分相当于冲积扇，可能因盆地后期反转抬升而被剥蚀。

1前扇三角洲亚相

岩性为紫红色薄层粉砂质泥岩和泥质粉砂岩与灰紫红色细砾岩、砾质岩屑粗砂岩不等厚互层。砾石成分主要为安山质火山岩，约占90%，其余为石英、硅质岩和花岗岩等。砾径较小，90%以上为1cm左右，少数砾径大于2cm，个别可达10cm。砂砾岩一般厚30～50cm，泥质岩厚约200cm。砂砾岩粒序层理清晰，呈现自下而上由粗砂岩至细砾岩的明显的反粒序律，单层厚度3～5m。砂砾岩对底部泥质岩冲刷普遍，所以纵向上呈正韵律序列，即砂砾岩—泥质岩（图5-2）。泥质岩中发育大量虫迹构造，圆形虫迹直径8～20cm，垂直和斜交层理分布。表现为前扇三角洲及重力流沉积。以定远县雨林集（S311省道719～721km）剖面为代表。

图5-2　前扇三角洲及重力流沉积垂向层序

定远县雨林集响导铺组（K2x）；定远县安子集响导铺组（K2x）

2扇三角洲前缘亚相

岩性为暗紫色粉砂质泥岩和泥质粉砂岩与砂质砾岩、砾岩不等厚互层。砾岩对泥质岩普遍存在冲刷现象，呈突变关系。砾岩层一般厚约10～30cm，泥质粉砂岩和粉砂质泥岩厚20～200cm不等（图5-2）。砾石成分以安山质凝灰岩（占63%）、二长斑岩（占30%）为主，其次为脉石英、石灰岩、花岗岩及变火山岩，砾径一般2～5cm（占90%），少数10cm左右，最大者18cm，棱角状、次圆状，杂基支撑，代表了扇三角洲前缘水下河道及水道间沉积环境，以定远地区安子集北山坡为代表。

3扇三角洲平原亚相

岩性主要为紫色块状砾岩、砂砾岩与粗粒岩屑杂砂岩不等厚互层（图5-3）。砾石成分主要为变火山岩（占42%），硅质岩（占32%）和花岗岩（占23%），还有少量的脉石英和石灰岩。砾石呈棱角-次棱角状，排列基本无序，大小1～10cm为主，少数可达20cm。

图5-3　扇三角洲平原辫状河道亚相沉积垂向层序及冲积扇砂岩粒度概率曲线图

其粒度概率曲线呈无明显粗细截点的上凸弧型（图5-3），反映粒度分布范围较宽，分异差或无分异现象，悬浮组分高的特点。

粗粒岩屑杂砂岩中扁平状、片状或矩形片岩砾石呈明显的定向排列，显示前积层理，与砾石扁平面指示的古水流方向均为由东向西，推测为扇三角洲平原辫状河道亚相，以滁州市章广黑狼庙剖面为代表。

（三）河流相

1河床滞留沉积亚相

河床滞留沉积位于河床冲刷面之上（图5-4）。由砾岩、砂砾岩及含砾粗砂岩组成，砾石呈椭圆状、次圆状，大小不一，最大可达03cm左右，一般为002～01cm。分选性差。砾石含量占60%～70%。成分主要由脉石英、伟晶花岗岩、片麻岩、片岩、大理岩、泥质岩等。

图5-4　安参1井下白垩统河流相垂向层序图

2砂坝沉积亚相

一般由灰黄、土黄、紫红色中粗粒长石砂岩、石英长石砂岩组成。其碎届多呈棱角状、次棱角状，大小为01～2mm不等。填隙物由杂基和淀积粘土组成。底部常具明显的冲刷面，并有砾石分布。

3洪泛平原亚相

洪泛沉积主要为灰白、土**泥质粉砂岩夹少量炭质页岩组成。砂岩具砂纹层理及波状层理，粉砂质泥岩中含钙质结核，具揉皱现象。上述岩类分属堤岸沉积和洪泛平原沉积。有时出现河泛湖泊，以泥质页岩、炭质页岩、泥质粉砂岩为主，局部可出现薄煤层，如防虎山地区防虎山组的薄煤层。三尖铺组及朱巷组洪泛平原沉积、堤岸沉积较发育（图5-5），粉砂质泥岩和粉砂岩中含遗迹化石。

图5-5　朱巷组洪泛平原沉积垂向层序

值得提及的是，在干旱的气候条件下，冲积平原上可出现风成地质作用，形成风成沉积。合肥盆地侏罗纪中晚期及白垩纪沉积物中发现了风成沉积。如三尖铺组上部、黑石渡组及张桥组等发育有砂丘沉积。其岩石类垂以细粒长石砂岩为主。砂岩碎屑成分为石英、长石，其次为粘土类矿物，可见黑云母、磷灰石、绿泥石等。粒度中值在015～03mm之间，少数达4mm。磨圆度差，大部分石英呈次棱角状。具大垂风成交错层理（图5-6），交错层的斜长40m，细层厚度1～3mm，砂丘单元之间呈明显风蚀界面。从累计曲线图上反映出颗粒以跳跃为主（图5-6）。经扫描电镜对三尖铺组砂岩石英颗粒表面特征的观察，所谓风成砂石英表面毛玻璃现象并不明显，但磨圆度较好，也有次棱角—棱角状，石英表面的V形坑明显，蝶形坑不明显。因此，不同于沙漠相沉积。

图5-6　合肥盆地南部红砂塘子地区黑石渡组风成砂丘实测剖面及沉积累计曲线图（据钟建华，2001）

河流相是合肥盆地中—新生界的主要沉积类垂。垂向上具有明显的向上变细的沉积层序，开始以河道滞留沉积为主，向上则为砂坝和洪泛平原沉积。以防虎山组、三尖铺组上部、圆筒山组下段为代表。在河流相中，河流成因的砂砾被风改造成风成沉积，以细粒长石砂岩构成的风成砂丘为主，主要发现于三尖铺组上部和上白垩统张桥组。

（四）湖泊相

湖泊是陆地上封闭的大型水体，依据湖水的盐度，湖泊可以划分为淡水湖、半咸水湖、咸水湖、盐湖等类垂。合肥盆地中生代主要发育淡水湖，而新生代则局部发育有盐湖沉积。由于受气候、物源及湖泊深浅等因素的控制，可划分出滨湖、浅湖及深湖等不同亚相。

1滨湖亚相

该亚相见于黑石渡组下部和朱巷组上部。岩石类垂主要有细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩（图5-7）。细砂岩一般成分较简单，主要为石英，含少量长石，胶结物以硬石膏为主，少量钙质、铁质，还有少许粘土杂基。砂岩横向上不稳定，变化大，常为粉砂岩替代。细砂岩、粉砂岩具波状层理、砂纹层理、小型交错层理。岩石内常见虫迹以及植物碎片。

图5-7　滨湖亚相垂向层序图

（合深6井下白垩统朱巷组上部）

2浅湖亚相

该亚相发育于上侏罗统和下白垩统。岩石类型为棕色泥岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩，夹少量粉砂岩（图5-7）。砂岩不稳定，在横向上常被粉砂岩代替。发育水平层理、波状层理，层面具泥裂、波痕。生物遗迹化石丰富，具生物扰动构造，含碳化植物碎片。

3深湖亚相

岩石类型以灰、灰黑色泥岩、泥质灰岩及灰岩为主，见薄层石膏及黄铁矿结核，间夹多层浊积成因的粉细砂岩。该亚相目前仅见于大桥断坳东部合浅8井、合浅9井下白垩统朱巷组中（图5-8）；另外在安参1井下侏罗统和合深3井中侏罗统见有泥灰岩，推测应为深湖亚相沉积。

图5-8　深湖亚相垂向层序图

（合浅8井下白垩统朱巷组）

（五）盐湖相

盐湖是指水体中所含溶质大于5000mg/L的湖泊，多形成于干旱气候条件下。盐湖的沉积发展过程可分碳酸盐沉积、硫酸盐沉积和氯化物沉积等三个阶段。合肥盆地新生代盐湖沉积主要发育于下第三系定远组地层中，根据岩石和盐类矿物组合，可分为硫酸盐期盐湖亚相和氯化物期盐湖亚相。

1硫酸盐期盐湖亚相

岩石类型主要为钙芒硝岩、泥质钙芒硝岩、钙芒硝泥岩、泥质硬石膏岩、含硬石膏泥岩等，以含钙芒硝、硬石膏为特征（图5-9）。硬石膏成星散豆粒状、花瓣状、团块状或薄层状出现，层理不发育。在泥岩、含硬石膏泥岩中可见水平层理和波状层理。岩石的颜色大部分为灰色，并含粒状黄铁矿，表明为低能缺氧的盐湖环境。在砂质泥岩中见少量碳化植物碎片。该亚相在定远凹陷内较发育，见于定远组二段内。

图5-9　盐湖相垂向层序图（合深4井下第三系定远组）

2氯化物期盐湖亚相

主要由石盐岩构成，此外还包括钙芒硝石盐岩、含硬石膏泥岩、泥岩等，具水平层理。由于卤水的不断浓缩，进入氯化物期时，石盐开始了大量沉积，古盐盆范围已大大缩小。盐层中淡化层频繁出现。本区该亚相仅发育于定远组第四段。

（六）三角洲相

合肥盆地湖泊三角洲沉积目前仅见于下白垩统朱巷组和下第三系定远组第五段。下面以合浅5井朱巷组为例（图5-10）作一介绍。

图5-10　湖泊三角洲相垂向层序图（合浅5井下白垩统朱巷组）

据合浅5井资料，下部（79593～94407m井段）岩性以暗色、暗褐色粉砂质泥岩为主，其次为泥质粉砂岩夹浅灰色细—粉砂岩，钙质胶结。局部发育波状纹层、斜交层理。在816m处暗灰色泥岩中含有化石。推测该段可能相当于半深湖前三角洲相沉积。中部（5438～79593m井段）以棕褐色、浅棕褐色泥质粉砂岩、粉砂岩为主，夹棕紫、棕灰色中—细粒砂岩、中—粗粒砂岩及砂砾岩，视厚度达252m。其中粉砂岩、泥质粉砂岩主要为钙质胶结，条带状构造，波状层理、交错层理发育，有时含炭质碎屑，常含小砾石。砾石成分主要为石英，砾径为1～2mm，较大者5mm，最大可达20mm，砾石除石英岩外还有花岗片麻岩等成分，磨圆度差，为次棱角状-半圆状。砂岩成分以石英、长石为主。厚度大。上述特征代表三角洲前缘水下分流河道沉积。砂砾岩成分成熟度和结构成熟度均较高。根据花岗片麻岩砾石推断其物源可能来自盆地西北角。上部（47219～54378m井段）资料残缺。

碎屑岩按碎屑颗粒的大小，可分为砾岩(角砾岩)、砂岩、粉砂岩、泥质岩。

1砾岩(角砾岩)

砾岩和角砾岩合称为粗碎屑岩。砾岩是指圆状、次圆状的砾石(粒径＞2mm的碎屑)含量超过50%的岩石(图9－5a);角砾岩是指棱角状和次棱角状的砾石含量超过50%的岩石(图9－5b)。砾岩和角砾岩可按砾石的大小、成分及成因等进一步划分。

图9－5 砾岩和角砾岩

按砾石大小，可将粗碎屑岩细分为:巨砾岩或角砾岩(砾石直径＞256mm)、粗砾岩或角砾岩(砾石直径为64～256mm)、中砾岩或角砾岩(砾石直径为4～64mm)和细砾岩或角砾岩(砾石直径为2～4mm)。

按砾石成分，可将粗碎屑岩细分为:单成分砾岩或角砾岩(75%以上的砾石都为相同的成分，如石英岩砾岩)和复成分砾岩或角砾岩(任何一种成分的砾石的含量都达不到75%)。

按成因，可将粗碎屑岩划分为滑坡角砾岩、洪积砾岩、河成砾岩、湖成砾岩、滨海砾岩、浊积(海底扇)砾岩、冰碛砾岩以及溶洞角砾岩等。

按赋存层位，可将粗碎屑岩划分为底砾岩(位于层序底部，与下伏岩层呈不整合或假整合接触，砾石分选性好、圆度好、成熟度高，代表长期侵蚀间断的产物)和层间砾岩(位于连续沉积的地层内部，其上下无沉积间断，岩性可以相同，通常是当地岩石边冲刷、边沉积形成)。

常见的粗碎屑岩有以下类型:

石英岩砾岩砾石以石英岩、燧石岩、脉石英等为主，中—细砾级，分选、磨圆较好，颗粒支撑。常见胶结物为石英、方解石、赤铁矿等。

火山岩砾岩砾石主要为火山岩或火山凝灰岩，单成分或复成分，多中砾级，中等分选磨圆，砾石之间常分布砂级沉积基质(砂基)或泥砂混基，砂基成分与砾石成分相近，但有较多石英、长石单晶。胶结物通常为泥质、钙质或铁质。

石灰岩角砾岩或砾岩砾石以石灰岩为主或全部为石灰岩，粒度变化较大，可以为粗砾、中砾或细砾，多次角—次圆状，分选好到差，含较多泥基或泥砂混基，有时也可被方解石胶结。

复成分砾岩砾石成分复杂，常见岩浆岩、沉积岩和变质岩砾石混生，稳定和不稳定砾石比例不定，但不稳定砾石常常较多，圆度中等，分选中等到差。多泥基或混基，混基成分也很复杂。化学胶结物较少，有时有石英胶结物。

如果没有强烈交代，砾石内部的矿物成分和结构(有时还有构造)与提供它的母岩没有本质差异。古砾石层往往是重要的储水层。砾岩的胶结物中常含有金、铂、金刚石等贵重矿产。研究砾岩还可以了解砾岩生成时的地质背景，巨厚的砾岩几乎都形成于大规模的造山运动之后，砾岩的成分、结构、砾石的排列方位以及砾岩体的形态可反映母岩的成分、剥蚀和沉积速度、搬运距离、水流方向等。

2砂岩

砂岩又称中碎屑岩，是指含50%以上砂级陆源碎屑的沉积岩类。在大陆的沉积地层中，砂岩大约占25%，是最重要、也是研究得最多的沉积岩类之一。砂岩的沉积环境比粗碎屑岩广阔得多，主要沉积在河流、沙漠、湖泊等大陆环境、河海过渡三角洲环境、浅海至深海环境，并与粗碎屑岩、粉砂岩、泥质岩、碳酸盐岩等共同构成各种各样的垂向序列。

砂岩具有重要的经济意义，它和碳酸盐岩是两类最重要的油气储集岩类，砂岩也是地下淡水的巨大存贮库，纯净的石英砂或石英砂岩还是廉价的玻璃工业原料。

(1)砂岩的一般特征

砂岩多以较稳定的层状产出，砂体外形可呈席状、丘垄状、水道充填状和扇状等。砂岩的沉积构造极为丰富，特别是各种层理、波痕构造非常发育。除了与石灰岩共生或过渡的砂岩中可含一些方解石质自生颗粒(主要是生物碎屑、内碎屑和鲕粒)以外，砂岩中的沉积组分主要是砂级陆源碎屑和沉积基质。砂级陆源碎屑(砂粒)以单晶碎屑最常见，有些砂岩也可含相当多的岩屑。单晶碎屑主要是石英和长石，另有少量云母和重矿物。岩屑主要有燧石岩、酸性喷出岩、细粒片岩、片麻岩等，有时也可出现中性，甚至基性火山岩或火山凝灰岩、泥质岩的岩屑。砂岩中的基质以粘土为主，也包括细粉砂级碎屑，称为泥基或杂基，某些与碳酸盐岩共生的砂岩也可以有碳酸盐质的泥晶基质。

砂岩的成岩以胶结为主，常见胶结物有石英、方解石、赤铁矿、海绿石、石膏等。特殊胶结物有菱铁矿、绿泥石、重晶石、沸石等。由沉积基质起胶结作用的砂岩也较常见。

(2)砂岩的分类命名

根据研究目的、研究程度的不同，可使用不同的砂岩分类命名方案。

图9－6 砂岩成分分类

按主要砂粒的粒径，可将砂岩分为:极粗砂岩(主要砂粒的粒径为20～10mm);粗砂岩(主要砂粒的粒径为10～05mm);中砂岩(主要砂粒的粒径为05～025mm);细砂岩(主要砂粒的粒径为025～01mm);极细砂岩(主要砂粒的粒径为01～005mm)。

按杂基的含量，可将砂岩分为:净砂岩(杂基含量较少或无杂基)和杂砂岩(杂基含量超过15%)两类。杂砂岩也叫硬砂岩、瓦克岩。

按砂粒成分，选择单晶石英、单晶长石和全部岩屑作为端元组分，用三角形图分类方法，可将砂岩分为:石英砂岩、长石砂岩、岩屑砂岩、长石石英砂岩、岩屑石英砂岩、岩屑长石砂岩、长石岩屑砂岩7种类型(图9－6)。

(3)砂岩的主要岩石类型

石英砂岩碎屑物质中90%以上为单晶石英，有少数燧石和硅质岩屑等。重矿物很少。胶结物常为硅质，次生加大胶结现象普遍。胶结类型以孔隙式为主(图9－7a)，有时呈镶嵌式胶结(图9－7b)。石英砂岩中丰富的石英，一般是在构造稳定、地形起伏不大、温暖潮湿气候条件下，由富含石英的母岩(花岗岩、花岗片麻岩、变质石英岩等)，遭受强烈的化学风化，并经过长距离搬运在滨海或浅海地区沉积而成。

图9－7 砂岩

长石砂岩是主要由碎屑石英和长石组成的砂岩，长石碎屑含量超过25%。长石砂岩中的长石多为正长石、微斜长石和酸性斜长石(图9－7c、d)。颜色常为红色或**。其形成很大程度上取决于母岩成分，首先要有富含长石的母岩，如花岗岩、花岗片麻岩。另外还需要有利的古构造、古地理和古气候条件。在构造运动强烈的地区，地形起伏也大，花岗岩基底隆起遭受强烈侵蚀，侵蚀产物迅速堆积，而形成厚层的长石砂岩。

岩屑砂岩是主要由碎屑石英和岩屑组成的砂岩，岩屑含量超过25%。岩屑砂岩中岩屑成分多种多样，随母岩而异，常见硅质岩屑(图9－7e)。岩屑砂岩颜色较深，为灰、灰绿、灰黑色，浅色者少见。岩屑砂岩多形成于强烈构造隆起区附近的构陷带或拗陷盆地中，由母岩迅速剥蚀、快速堆积而成。岩屑砂岩可以是陆相的，也可以是海相的。

杂砂岩是分选不好、泥砂混杂的砂岩。一般含石英较少，且多呈棱角状。含有不同比例的长石和岩屑，常含少量云母。长石主要是斜长石，岩屑多种。富含杂基是杂砂岩的基本特征(图9－7f)，杂基成分以绿泥石、水云母常见。杂砂岩的形成条件与长石砂岩或岩屑砂岩类似，即快速侵蚀、搬运和沉积形成的，但杂砂岩可在不同的气候条件下形成。典型的杂砂岩常堆积在急速沉降的浊积岩或复理式建造中。

3粉砂岩

主要是由粉砂碎屑(粒径00625～00039mm)组成的沉积岩。粉砂岩的碎屑组分比较简单，以石英为主，有时含较多的白云母。填隙物有钙质、铁质及粘土质等。粉砂岩中常具有薄的水平层理，沉积物含水时易受液化产生变形层理及其他滑动构造。

按粉砂粒径，可将粉砂岩分为:粗粉砂岩(粒径为00625～00312mm)和细粉砂岩(粒径为00312～00039mm)。

按混入物成分，可将粉砂岩分为:泥质粉砂岩、铁质粉砂岩、钙质粉砂岩等。

按碎屑成分，可将粉砂岩分为:白云母粉砂岩、石英粉砂岩、长石粉砂岩等。较常见的是石英粉砂岩(图9－8)。

图9－8 粉砂岩

粉砂岩的颜色多种多样，随混入物的成分不同而变。粉砂岩是在经过了长距离搬运、水动力条件比较安静、沉积速度缓慢的环境下形成的。在横向上和纵向上可渐变成砂岩或粘土岩，并构成韵律性层理。从沉积环境看，粉砂岩多分布于河漫滩、三角洲、潟湖、沼泽和海湖的较深水部位。

我国是世界上黄土最发育地区，厚度之大居世界之首。黄土呈浅**或棕**，是具有一系列特殊性质的半固结粉砂岩。其特点是质地均匀，以手搓之易成粉末，并含有多量的奇形怪状的钙质结核。黄土中的矿物成分以石英为主，也含有长石、碳酸盐和粘土矿物。混入物以钙质为主。

4泥质岩

泥级质点(粒径＜00039mm)含量超过50%的沉积岩称泥质岩，疏松未固结的泥质岩称为粘土，固结成岩者称为泥岩和页岩。泥质岩与粉砂岩(即细碎屑岩)总量约占沉积岩总量的60%～70%，是分布最广的沉积岩。粘土(泥岩、页岩)具有独特的物理性质，如可塑性、耐火性、烧结性、膨胀性、吸附性等，在工农业方面有着广泛的用途。

(1)泥质岩的一般特征

大多数泥质岩是母岩风化产物中的细碎屑物质呈悬浮状态被搬运到沉积场所，以机械方式沉积而成的。粘土矿物是泥质岩中最主要的矿物成分。粘土矿物很细小，它们的结晶大小一般不超过1～2μm。粘土矿物种类繁多，在粘土岩中分布最广的是高岭石、水云母、蒙脱石、绿泥石、凹凸棒石等。

泥质岩的化学成分主要是SiO2、Al2O3及铁的氧化物等。泥质岩的颜色取决于粘土矿物的成分、杂质矿物的成分、有机质及所含色素的颜色。单一成分的高岭石粘土(泥岩、页岩)、水云母粘土(泥岩、页岩)等，常呈白色、浅灰色，浅**等;某些粘土(泥岩、页岩)中含细分散状的铁的氧化物和氢氧化物，则呈红色、紫色、棕色、**或玫瑰色等;含锰的氧化物时则呈褐色或黑色;含分散状有机质和硫化铁时呈灰色或黑色;若粘土(泥岩、页岩)中含有较多的海绿石、绿泥石、孔雀石、蓝铜矿时，则呈绿色或蓝色。大多数泥质岩都呈比较稳定的层状，常与砂岩、粉砂岩共生或互层。

(2)泥质岩的分类命名

按固结作用强度将泥质岩分为未固结的粘土、已固结的泥岩和页岩。泥岩无页理，页岩具有页理(图9－9a)。按矿物成分及其性质，将泥质岩(粘土)分为高岭石粘土、蒙脱石粘土、海泡石粘土、凹凸棒石粘土等。

(3)泥质岩的结构

按粘土、粉砂和砂的相对含量，划分为泥质结构、粉砂泥质结构和砂泥质结构。

按粘土矿物集合体的形状，划分为蠕虫状结构和鲕状及豆状结构等:蠕虫状结构主要见于高岭石泥岩中，岩石中含有高岭石重结晶形成的粗大蠕虫状晶体(图9－9b)，直径达2～3mm，长可达20mm。鲕状及豆状结构是在沉积过程中粘土质点围绕某个核心凝聚而成的结构，粒径不足2mm者称鲕粒，超过2mm者叫豆粒。

图9－9 泥质岩

(4)泥质岩的主要岩石类型

钙质泥岩和页岩岩石中含有碳酸钙，分布很广。

铁质泥岩和页岩岩石中含有铁质矿物，构成所谓“红层”，是由于沉积物在陆相干旱、半干旱气候条件的氧化环境下，被三价铁渲染所致。

硅质泥岩和页岩SiO2可达85%以上。由于在硅质泥岩和页岩中常保存有硅藻、海绵和放射虫化石，一般认为硅质的来源与生物有关，也可能和海底喷发的火山灰有关。

炭质页岩含大量植物化石和炭化有机质，黑色、能染手。灰分超过30%。是湖泊、沼泽环境下的产物。常在煤系地层中，构成煤层的顶板与底板。

黑色页岩岩石中含有较多的有机质或细分散状的硫化铁而呈黑色。外貌与炭质页岩相似，其区别在于不染手。形成于缺氧、富含H2S的较闭塞海湾和湖泊环境。

油页岩是含有一定数量干酪根(＞10%)的页岩。颜色有浅黄、黄褐、暗棕、棕黑、黑色等。其特点是比一般的页岩轻，易燃，并发出沥青味及流出油珠。油页岩属于页岩的范畴，但具有腐泥煤的特征，也有人称其为“高灰分的腐泥煤”，是在闭塞海湾或湖沼环境中由藻类及浮游生物等低等生物遗体在隔绝空气的还原条件下形成的。

高岭石粘土简称高岭土。是一种以高岭石族矿物为主要成分、质地纯净的细粒粘土，首先发现于我国江西景德镇附近的高岭村而得名，是第一个以中国地名命名的矿物学名词。高岭土外观呈白、浅灰等色，含杂质时呈黄、灰、黑色等。致密块状或疏松土状，有滑腻感，硬度小于指甲。相对密度24～26。干燥后粘舌，有吸水性。耐火度达1770～1790℃。可塑性低，粘结性小，具良好的绝缘性和化学稳定性。纯净的高岭土煅烧后色白，白度可达80%～90%。是陶瓷、造纸、橡胶等工业的重要原料。

蒙脱石粘土又称膨润土、膨土岩、斑脱岩。是一种以蒙脱石为主要矿物成分的细粒粘土。膨润土的外观一般呈白色、粉红色、浅灰色、淡**，当被杂质污染时可呈灰绿色、紫棕色及其他较深的颜色。块状或土状，有滑感。疏松土状者光泽暗淡，致密块状者呈蜡状光泽。硬度1～2，性柔软。相对密度2～3。吸水后体积膨胀，最大吸水量为其体积的8～15倍。具高可塑性和良好的粘结性，在水溶液中呈悬浮和胶凝状，还具有阳离子交换的特性。膨润土是重要的工业矿物原料之一。

海泡石粘土是一种以海泡石为主要成分的粘土。外观呈黄褐、深灰、灰白等色，土块状，质软而轻，硬度1～2，相对密度24～265，具有黏性和可塑性，手触之有滑感。加水后能调成糊状，干后用锤击之可留下锤痕。主要用途是用作吸收剂，用来净化、脱色和精制油、脂肪、蜡、树脂、啤酒、水等。另一重要用途是制作抗盐耐高温钻井泥浆，用于含盐地层和海上石油钻探。

凹凸棒石粘土是一种以凹凸棒石为主要成分的粘土。它的外貌与一般粘土无异，尤其是与蒙脱石粘土极为类似，而且两者常常共生。其野外鉴定标志是外观为土状，呈青灰、灰白、鸭蛋青色，土质细腻、有滑感，湿时具黏性和可塑性，干后质轻、收缩小。将它投入水中，嘶嘶发响，并崩散成碎块，但不膨胀。凹凸棒石粘土的性能和海泡石粘土一样，具有热稳定性、抗盐性、吸附性及较高的脱色能力，在工业中有着广泛用途。