深水火山碎屑沉积

主要指火山碎屑流与浊流等重力流沉积。按成分又划分出基性、中性与酸性火山碎屑沉积。浅水火山碎屑岩或熔岩堆积在前面章节中已分别提及，与深水陆源碎屑沉积一样，深水火山碎屑沉积主要分布于岛弧与弧后区，现以阿中陆缘弧的阿中、哇曲剖面为例加以说明。

阿中地区位于西藏东部三江地区中段，阿中弧的基底是由属陆壳性质的元古宙片麻岩与大理岩等变质岩系构成（图314）。前人多半将其视为结晶硬基底，后者被推测为向西的板块俯冲导致靠西侧的仰冲板块的刚性基底活化的产物（潘桂棠等，1997）。在阿中剖面能直接见到呈角度不整合覆盖在基底之上的盖层所构成的弧的主体地层，即上三叠统金古组（T3jn）与哇曲组（T3w），分别形成于卡尼早中期与晚期。前者系堆积在斜坡 盆地背景中的深水碎屑岩夹碳酸盐岩；后者为钙碱性火山岩夹碳酸盐岩与碎屑岩，厚度大于1210～2650 m的哇曲组被更晚的波里拉组（T3b）整合覆盖，纵向上沉积相自下而上由海底扇→斜坡相→陆架相→河流相发生变化（图315），横向上向北的哇曲剖面也有一个向上变浅的过程，剖面上部的河流相也非常相似，野外易于识别。不同的是，向北的剖面所代表的水深要比阿中的浅。哇曲业已被证明为古火山口，它与阿中剖面一起受北北西向主构造线控制，形成较典型的裂隙 中心式喷发火山类型（图314 中的T3w）。此外，伴随火山活动时期侵入的印支期I型花岗岩基也构成弧的一部分。在阿中弧东侧分布着不完整的蛇绿岩，它们是构造冷侵位形成的，代表洋壳向西俯冲推覆残余下来的产物。弧内各个组成部分多以断裂为边界并向东强烈逆冲。弧的西侧为昌都克拉通盆地，那里发育着被构造扰动不很强烈的上三叠统以及后来的第三纪红层。下面重点介绍阿中陆缘弧的金古组火山沉积层序。

图314 三江地区阿中陆缘弧主要构造单元地质图

图315 研究区哇曲（T3w）火山-沉积柱状图

361 火山碎屑岩术语与识别

本书采用由国际地科联（IUGS）推荐的分类方案（表31）。表中的火山碎屑一词系指那些火山活动直接（非间接）产物的碎裂作用形成的碎屑，特别排除由熔岩流的自角砾岩化而形成的岩石，因为只有熔岩流本身才是火山活动的直接产物，而角砾岩化则不是。外生碎屑系指正常沉积碎屑，成分上既可以是火山的，也可以是非火山的；前者多半源自对固化火山岩的风化与侵蚀。对于既含有正常沉积碎屑（外生碎屑）又含有火山碎屑的混合火山碎屑岩采用沉凝灰岩术语命名。值得一提的是，分类与命名是纯描述性的，与成因和环境无关。

根据成分、形态、新鲜程度与磨圆度等指标确定“原始”的或直接的火山碎屑与外生碎屑之间的区别。例如，大量自形的和不完整的晶屑、棱角—次棱角状的岩屑与弧面形玻屑的岩石学鉴定是识别火山碎屑成因的主要标志。尤其是残余浮石和玻屑的存在更能说明问题，因为在外生碎屑中受风化和磨蚀的影响，在搬运过程中这些成分将大大缺乏。研究区浊积扇中的棱角—次棱角状岩屑和高含量的自形和不完整钾长石、斜长石、熔蚀而碎裂的石英与少量撕裂状的黑云母、较多的玻屑，以及火山沉积相清楚地表明为火山碎屑成因。相反，河流相磨圆好的岩屑与少见的玻屑表明是火山岩的风化与侵蚀产生的碎屑，代表着火山作用较长的时间中断，是另一个火山旋回的开始。

表31 适用于火山碎屑岩-外生碎屑岩的术语

362 沉积相

哇曲组主要存在两种类型的岩石：火山碎屑岩与正常沉积岩，研究重点放在火山碎屑岩与属于正常沉积岩的火山质外生碎屑岩的沉积相上。

3621 火山碎屑浊积扇与斜坡沉积

该相位于剖面的中部（图315与图316 A），从实测矿区剖面来看（图316 B），构成浊积扇沉积的是浊流形成的各类型的流纹质火山碎屑岩。包括火山角砾岩、火山尘凝灰岩与含砾或不含砾的岩屑或晶屑或玻屑凝灰岩；后三者通常被称做火山灰凝灰岩。浊流类型按粒度又可划分为砾级或砂级高密度流和低密度流。砾级高密度流主要由火山角砾岩和少量粗粒或细粒含砾或不含砾的火山灰凝灰岩与粉砂级至泥级的火山尘凝灰岩组成；砂级高密度流以含砾或不含砾的火山灰凝灰岩与少量火山尘凝灰岩为特征；低密度流以粉砂级至泥级的火山尘凝灰岩与少量的细粒级的火山灰凝灰岩为特征。这些火山碎屑岩主要特征为：成分单一，几乎全由流纹质火山碎屑组成，偶尔掺杂约5%的粘土和少量石英砂的正常沉积物（外生碎屑）。其中以砂级的火山灰，如岩屑、晶屑或玻屑等最为常见；次为火山尘与火山角砾，未能直接见到集块级的火山碎屑；但在个别火山角砾岩中角砾含量较高，可达30%～60%。火山角砾呈棱角—次棱角状，分选与磨圆极差，杂乱排列无定向，正粒序发育，对下伏岩层往往构成侵蚀与冲刷。火山灰中岩屑的形态类似于角砾；晶屑由自形的钾长石、自形与不完整的斜长石、浑圆的石英与具碎裂纹的石英，与极少量的弯曲撕裂状的黑云母组成；玻屑为流纹质的弓形、鸡形与多边形等黑色或棕褐色玻璃物质。上述特征表明为火山碎屑成因，是“原始”的火山碎屑。由岩屑、晶屑或玻屑等砂级火山灰构成的岩石常显示块状构造、粒序层理与平行层理、纱纹层理。与底界呈突变接触与微弱的侵蚀；顶界渐变为粉砂级到泥级的火山尘凝灰岩。火山尘为粉砂级或泥级的火山碎屑，往往形成沙纹层理与水平层理。有意思的是，被强烈氧化成暗紫红色的火山尘构成了深色岩层，相反，火山灰或火山角砾形成的岩层多呈灰色、灰**，它们之间的界线在野外易于识别。填隙物仍是“原始”或直接的火山碎屑成因，主要由更细粒级的火山灰与火山尘组成，含量10%～30%。因而研究区火山碎屑岩多具基质支撑结构，少数具颗粒支撑。

图316 阿中金矿区实测剖面（A）与火山浊积扇（B）

在野外，由火山碎屑岩层所展示的沉积构造，例如普遍发育的正粒序、底侵蚀、槽模与完整的鲍马序列，以及包卷层理、泄水沟与砂火山等同生变形构造，表明是浊流形成的。根据相序和沉积特征，将研究区的浊积扇自下而上划分为外扇、中扇与内扇沉积（图316）。其特征为：外扇为低密度浊流形成的中薄层细粒级火山灰凝灰岩与暗紫色火山尘凝灰岩，单层浊积砂体厚8～19 cm，具鲍马序列的组合；浊积泥即粉砂级—泥级火山尘凝灰岩厚2～8 cm；镜下由粉砂级的长条形火山碎屑显示出微弱的定向组构；砂泥比约2∶1～1∶1；这些砂体向上变厚变粗的序列与低的砂、泥之比被解释为外扇沉积，是由无水道的片流形成的。中扇由高、低密度浊流的中厚层状含砾与不含砾的粗粒级火山灰凝灰岩与火山尘凝灰岩不等厚互层组成；单层砂体厚20～70 cm，泥质岩层厚8～10 cm。含砾火山灰凝灰岩具典型的正粒序与底冲刷，侵蚀深度一般为2～5 cm，鲍马序列以abde、ace或bde段组合为特征，砂泥比值高达5∶1以上，与不含砾的火山灰凝灰岩一起构成向上变薄变细的水道沉积。不含砾的火山灰凝灰岩底界平坦，不具明显的侵蚀；鲍马序列多以bde与cde组合为特征，一般b段厚10～25 cm，c、e段厚6～10 cm，d段厚5～7 cm，e段厚2～8 cm。除部分构成水道沉积外，多数形成向上变厚变粗的层序与较高的砂泥比（2∶1）的沉积特点被解释为中扇叶状体堆积。在中扇还常见到包卷层理等。与其他海底扇一样，内扇水道与天然堤由厚层块状火山角砾岩、含砾与不含火山灰凝灰岩和少量中薄层更细粒的火山灰或火山尘凝灰岩组成，水道内沉积物系浊流的产物，砂体以具向上变薄变细与高的砂泥比（5∶1～8∶1）特征。发育正粒序和较深的下蚀底界，广泛发育兼并面，具有特征的槽模构造与鲍马序列abcde、bde或cde组合，a段一般厚为25～40 cm，b段厚21～45 cm，c段厚18～30 cm，d段厚8～10 cm，e段厚2～5 cm。测得古流向为275°，反映物源来自东侧的陆缘弧（图314）。天然堤由溢岸流形成的中薄层的细砂级火山灰凝灰岩与粉砂级至泥级的火山尘凝灰岩组成，直接覆盖在水道沉积之上，但有些水道上天然堤沉积很少或不发育（图316B）。

总体上看，这是具有较为稳定的内扇水道的进积型海底扇，扇的纵向系列特征清楚，自下而上显示出向上变厚变粗的序列和由外扇、中扇到内扇的完整性特点。

在浊积扇之上还见到一套斜坡相块状流纹质火山碎屑巨角砾岩，主要特征为：角砾大小悬殊，大者70 cm×50 cm，一般10 cm×12 cm，分选与磨圆极差，无定向，角砾呈悬浮状漂在填隙物中；后者为砂、泥级流纹质火山灰凝灰岩；火山尘凝灰岩与少量粘土矿物、硅铁质物质等，侧向上该层呈透镜体尖灭，显然属于重力崩塌堆积的火山碎屑流沉积。类似的现象见于浊积扇的剖面下部，矿体或金矿化层的强蚀变与未蚀变岩层为流纹质角砾岩，推测为火山碎屑流沉积。所不同的是它上下均被厚为50 m的斜坡相角砾状灰岩所隔开。粗粒自形具雾心亮边结构的白云石是成岩作用的产物，推测为后来的与矿化同期的热液交代所致。角砾成分主要为各种浅水的砂屑灰岩、砾屑灰岩、海百合茎灰岩与含双壳碎片的灰岩，混杂有源自斜坡的具薄壳双壳、腕足与菊石等化石的纹层状泥质灰岩，以及流纹质外生碎屑岩。不过，这些灰质角砾现今多半已变质形成了大理岩。填隙物主要为钙质和少量的其他硅铁质，含量＜10%，岩石呈颗粒支撑结构。形成此类角砾状灰岩的重力流应是碎屑流。

3622 河流相沉积的火山外生碎屑岩

这种相实际上是源于较老火山岩的风化与侵蚀物，经过搬运与沉积而形成了正常的沉积岩或火山陆源碎屑岩，其特点是火山物质占70%～80%，其他正常陆源物质为25%，见于剖面的上部（图315），它代表火山作用的间断，及另一火山旋回的开始。河流相的下部灰绿色厚层的安山质砾岩与含砾粗砂岩夹极薄层泥岩组成；上部岩石类型类似于上部但成分为流纹质并呈紫红色。砾岩中的砾石成分主要为磨圆特别好的火山岩，晶屑与玻屑罕见，少量的变质岩与正常的砂岩与泥岩，偶见灰岩；填隙物为砂、泥级的晶屑或岩屑与砂、粘土物质，少量方解石与铁质氧化物等，岩石具颗粒支撑结构。除砾石与晶屑磨蚀与磨圆特征外，低的晶屑含量与罕见的玻屑表明火山物质是非直接的火山喷发成因。但是由非原始的火山物质构成的外生碎屑岩所表现的沉积构造，例如，砾石的叠瓦状排列、大型的较高角度的板状层理与干裂和典型的二元结构，与无任何动物化石等特征表明，它是在辫状河环境中形成的。其成分与下伏火山岩柱状图的反序性一一对应，表示其源自底层的火山岩的风化与侵蚀。此外河流相下伏分选良好的成分与结构成熟度高的石英细粉砂岩形成于陆棚环境。

3623 火山熔岩流特征

溶岩流在研究的剖面内厚400 m，根据成分、斑晶含量和熔岩流形态识别出三种火山熔岩类型：①块状流纹质岩流；②块状-角砾化安山质岩流；③块状-枕状玄武质岩流（图317）。块状流纹质岩流有钾长石、斜长石和石英斑晶，位于剖面的上部与下部。1～3 m厚的熔岩流界线呈丘状或波状起伏，这是根据斑晶含量向上变少、接触面受剪切作用具薄的冷凝边推断出来的。气孔含量一般＜3%，向上靠近接触面则较多，甚至很高（20%），如在剖面近顶部的块状流纹质岩流中所见到的那样。熔岩流具内部断裂，如剪切断裂，其强度向熔岩流边缘增加，并可能与接触面处近平行的剪切断裂交叉一起；这是因为当流动速度超过粘性层流内部强度时在岩流中产生断裂所致。此种岩流特征，如块状流纹质、斑晶含量高、低气孔率与存在断裂，无疑证实其是缓慢运动的高粘度熔岩流。断裂中的薄层冷凝边表明是热的岩流与从熔岩流渗出的水或邻近冷水相遇引起的快速冷却所致。同时，低含量的气孔可能代表了高的水柱压力，与某种水的深度相联系；而剖面顶部浅水环境中气孔的大量增加无疑支持这种推论。一般认为，这种类型的粘性熔岩流流出火山通道多半不超过1～2 km。安山质岩流可位于剖面底层、中部与上部，中部发育较好。含斑晶斜长石、角闪石、辉石的块状安山岩流示于图317 B，从下部气孔少到上部气孔多，现今气孔多被方解石、沸石或绿泥石充填。其他特征与流纹质岩流所见到的相似，但是岩流顶部具多边形断裂网状体的块状岩流外貌，代表了一种松散堆积的岩流自碎裂角砾岩，它与气孔很少的或较多的厚2～8m块状岩流构成一个自然熔岩流单元。自碎裂角砾岩部分呈楔状体插入块状岩流中，这多被解释为岩流流动过程中气孔在上部聚集并炸裂或岩流机械摩擦形成，如江苏句容赤山、江苏方山和茅山方山所看到的那样。一般认为这种岩流经常分布在火山口附近。上段角砾化与气孔增加表明为浅水环境，但剖面底层的块状安山质岩流可能与下部流纹质岩流一样形成于较深水环境。与前两种成分的溶岩流相比，粘性小、流动快的玄武质岩流多位于剖面中、上部，块状玄武岩流含有少气孔与较多气孔（图315），其特征与上述相似，所代表的水深也具有相似性，例如多孔含量可能代表浅水环境。另一种枕状玄武质岩流（图317 C）被公认为是水下环境的产物，其结构与其他所描述的枕状体一样，不过枕状体个体较小，一般为30 cm×40 cm，而该陆缘弧向北延伸到江达弧中所看到的枕状体大如80 cm×60 cm。两地的枕状体成分差异不大，粘度差异可能不是产生变化的原因，是否由于水柱压力造成尚不得而知。

图317 观察到的熔岩流特征

图318 活动岛弧古环境复原

3624 火山沉积作用与古环境恢复

根据确立古环境的主要标准的正常沉积岩与火山碎屑岩的沉积相，及熔岩流的不同形态和其内部特征提供的沉积环境的间接证据，可以恢复陆缘弧的古环境。火山岛的发育一般分为初始阶段和上升阶段。在初始阶段，水下火山生长到海平面（图318A），在上升阶段，具有大量的火山碎屑物质和熔岩流（图318B）。浊积扇与斜坡相的火山碎屑流表明当时存在一个火山坡环境，源自于对陆棚灰岩的侵蚀产生的角砾状灰岩也支持这一结论。火山弧提供大量原始的火山碎屑物质，这些碎屑来自于陆上或水下，顺着斜坡搬运形成火山碎屑流沉积。所观察到的中、下部块状溶岩流和枕状玄武岩流的特征与沉积物的沉积作用之间存在着一致性，二者都与水的深度有关。源于下伏较老的火山岩的风化侵蚀，并经河流搬运的很粗的外生碎屑或火山陆源碎屑岩的存在暗示着火山弧的上升。大致各占一半比例的火山碎屑岩和火山熔岩的复合说明这是层火山；随着后来的火山喷发和熔岩的大量堆积，火山机构逐渐长高，并超出海平面，这一过程在阿中与哇曲（图315）存在着相似的经历。浅滩化的岩流角砾岩与气孔的大量增加也提供了处于浅水环境的间接依据，它可能是进入海洋后没有改变岩流形态的陆上熔岩流。

三伏贴里面的主要成分就是一些能够祛湿的药物，比如说白芥子、生姜、肉桂、麻黄以及小茴香等等。

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2、有严重心肺功能疾病患者、对药物过敏者、皮肤有疱、疖以及皮肤有破损者、疾病发作期（如发烧、正在咳喘等）患者不宜进行贴敷治疗。

3、2岁以下的孩子由于皮肤娇嫩，贴敷容易引起感染，不宜进行这项治疗。

（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25cm；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2～005mm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2～05mm）、中粒砂岩（粒径05～025mm）、细粒砂岩（粒径025～005mm）。

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=19mm）

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=14mm）

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=35mm）

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005～0005mm、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005～003mm）和细粉砂岩（碎屑粒度003～0005mm）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＜025mm。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。

沉积岩的原生沉积构造是指沉积岩各个组成部分于沉积期形成的空间分布和排列方式。根据沉积岩原生沉积构造的研究结果，可确定沉积介质的营力类型及强弱，介质的流动状态，分析沉积环境，确定地层的顶底和地层层序，对恢复古地理环境及找矿等均有重要意义。目前对沉积岩的构造有多种分类方案，本教材采用构造的成因和形态分类(表4－3)。以下主要介绍层理、层面、同生变形和生物成因等最为常见的原生沉积构造。

表4－3 沉积岩构造的分类

图4－8 层理的基本类型和相关术语

(一)层理构造

1层理构造的基本术语

层理是沉积岩最重要的一种构造特征，是沉积岩区别于岩浆岩和变质岩的最主要标志。根据沉积岩的层理特征，不仅可确定沉积介质的性质和能量状况，而且还可判断沉积环境，有的层理还可确定水(风)的运动方向、确定地层顶底，有助于对比和划分地层。为了便于对层理进行描述和研究，首先要了解层理的基本术语(图4－8)。

细层 细层是层理的最基本、最小的组成单位。厚度很小，常<1mm，最厚几毫米至几厘米，细层厚度与水动力强度和物质供应丰度呈密切的正相关关系。

层系 层系是由一组在成分、结构、厚度和产状上都相似的同类型细层组成的。层系上下界面之间的垂直距离为层系厚度，按层系厚度把层理分为:①小型层理，层系厚度<3cm;②中型层理，层系厚度3～10cm;③大型层理，层系厚度10～100cm;④和巨型层理(或称块状层理)，层系厚度>100cm。层系的厚度与水动力强弱、物质供应丰度、沉积条件的稳定性等有关。按层理形态特征可细分为水平(或平行)层系、波状层系、平行层系、波状层系、交错波状层系、递变波状层系、透镜状层系和韵律层系。

层系 组层系组由若干个同类型的层系组成，同一层系组中的各层系是在基本相似的水动力状态和沉积环境中形成的。

层或岩层 层或岩层是组成沉积地层的基本单位，由成分上基本均匀的岩石组成。一个层可包括一个或几个层系或层系组。层的厚度变化很大，按厚度把层或岩层分为:块状层(>100cm)，厚层(100～50cm)，中厚层(50～10cm)，薄层(10～1cm)，页片层(1～01cm)，显微层(<01cm)。岩层的厚度与水动力强度无关，与单位时间内堆积速度有关。

2层理的主要类型

(1)水平层理(horizontal bedding)

水平层理主要见于细粒的泥岩、细粉砂岩和泥晶灰岩中，由彼此间与层面平行的平直细层所组成。细层可连续或不连续，厚度01～1mm。可因物质成分，有机质含量或颜色不同而显现出来。水平层理常出现在稳定的低能环境中，由悬浮物或从溶液中缓慢沉积而成，如河流的堤岸带、海或湖的较深水带、闭塞海湾和潟湖沼泽等环境中。

(2)平行层理(parallel bedding)

主要见于砂岩中，外貌上与水平层理相似(图4－9)，但成因显然不同。平行层理是在较强的水动力条件下，由平坦床沙的迁移而形成的，而非静水沉积。在高流态中形成的平行层理，水流强度比形成大型交错层理还强，故常与大型交错层理，逆行沙波层理共生，沿层面有剥离线理构造(图4－9)。平行层理常见于急流或流态变化大的环境，如河床、海岸、湖岸等环境。

图4－9 平行层理(层面显示剥离线理构造)

图4－10 波状层理

(3)波状层理(wavybedding)

细层呈对称或不对称的波状起伏，但总的方向与层面平行(图4－10)，前积层和后积层均保存了的层理，称波状层理。其形成是由于波浪或潮汐的振荡运动，或单向水流的前进运动，其波状起伏的大小反映当时水动力条件的振荡程度。常形成于水体较浅的沉积环境，如海或湖的浅水沉积区，以在潮坪和潟湖沉积区最为常见，在河漫滩沉积区也可偶见。

(4)交错层理(crossbedding)

交错层理是最常见和最具成因意义的层理类型之一，在层内由一系列倾斜的细层与层面或层系界面相交，故又称斜层理。交错层系可以彼此呈重叠、交错、切割的方式组合(图4－11)。

交错层理可根据层系厚度分为:小型(层系厚度<3cm)、中型(层系厚度3～10cm)、大型(层系厚度10～100cm)、巨型(层系厚度>100cm)交错层理等，形成条件主要取决于水动力条件的强弱。

大多数交错层理是在非黏性沉积物表面上，由流水或风的流动产生的床沙形体迁移而成的，根据层系和上下层面的关系不同，可细分为三种基本类型:

板状交错层理(tabular cross bedding) 层系上下界面平直，呈板状，且厚度较稳定的交错层理，但层系的厚度范围大，可从几厘米到几十米，多数小于1m。斜细层倾向与流水方向一致，其倾角大小与介质性质有关，如浅海沉积物斜细层倾角常<20°，河流的斜细层倾角为20°～30°，风成的斜细层倾角可达40°以上，故用斜细层倾角大小可确定介质性质和流向(图4－11A)。

楔状交错层理(wedge-shaped cross bedding) 层系之间的上下界面为平面，但不互相平行，层系厚度变化明显呈楔形，彼此相切割，细层的倾向和倾角变化不定，常见于三角洲、河流心滩及海、湖浅水地带(图4－11B)。

槽状交错层理(trough cross bedding) 层系底界为弧形侵蚀面，层系呈槽形，互相切割，细层与之一致也呈槽形。槽可对称，或不对称，槽的宽度从几厘米到30m以上，槽状层系的厚度可从数厘米到十多米。槽的深度代表后一层系对前一层系的侵蚀切割深度，槽的宽深比趋向于固定值(Allen，1963)，槽的长轴倾向与水流方向一致(图4－11C)。

除以上基本类型外，还可有人字形交错层理、冲洗层理、丘状交错层理、浊流岩鲍马序列中的B－C层系，以及逆行沙波层理等类型。在不同性质介质的环境中，可形成不同类型的交错层理，故反过来可用典型的交错层理恢复古沉积环境和水动力条件(表4－4)。

图4－11 交错层理的类型和三维空间图示

表4－4 不同环境中形成的交错层理

(5)递变层理(gradedbedding)

此类型属于具有粒度递变粒序的特殊层理，故又称粒序层理。其特点是由底部向上至顶部粒度由粗逐渐变细(称正粒序)，或由细逐渐变粗(称逆粒序)。粒序层理底部常有一个冲刷面，内部除了粒度变化外，没有任何纹层(图4－12)。

粒序层理是重力流沉积的标志性层理，常见于砂质颗粒流、碎屑流和浊流沉积环境中，如在浊流岩的鲍马序列中，A段普遍发育有正递变粒序层理，砂质碎屑流沉积几乎都由具正递变粒序层理的砂岩组成，而颗粒流沉积则以发育逆递变粒序层理为主要标志。此外，在河流、洪泛、潮坪、浅滩和三角洲沉积中也可见到正或逆递变粒序层理。

图4－12 递变层理

(6)韵律层理(rhythmic bedding)

这是一类在成分、结构(如粒度)与颜色等不同的薄层作简单而有规律的重复出现所组成的层理(图4－8)。韵律性重复的原因，往往是物质搬运和供给方式有规律地发生交替所造成。这种变化可以是短期的，如潮汐流强弱变化形成的泥、砂薄互层交替组成的潮汐韵律层理;也可以是较长期的，如气候季节变化形成的冰川纹泥韵律层理;还可是浊流的脉动变化所形成的复理石韵律层理。

(7)块状层理(massive bedding)

在层内物质均匀，组分和结构均无分异现象，不显示细层构造的层理，称块状层理，或均质层理。它是一类以沉积物(常是悬浮物质)快速堆积为特征，由沉积物的垂向加积作用形成的产物，在砾岩、砂岩、粉砂岩和泥岩中均可出现块状层理。常见于浊流沉积物、洪积物和冰积物中。有时生物强烈的扰动作用，把原有的层理破坏了，也可以产生块状层理，在富含生物的浅海区、潮坪、潟湖及三角洲中常见。

(二)层面构造

1顶面构造

在岩层顶面上发育的构造有:波痕、干裂、雨痕、冰雹痕、晶体印痕、渠迹及虫痕等。下面重点介绍波痕和干裂构造。

(1)波痕(ripple mark)

波痕是沉积岩中最常见的构造之一。它是由于介质(风、流水、波痕、潮汐流)的运动，在沉积物表面所形成的一种波状起伏的构造。由上述可知:波痕与斜层理密切相关，因不同形状波痕的推移产生不同类型的层理。故波痕不是一种孤立的层面构造，它不仅影响了层理类型，而且也能反映沉积的水动力环境。波痕可产于湖、海的浅水带和陆上环境(如沙漠、河流等)，也可以形成于深水环境(如等深流、浊流)。对于波痕应该进行定量测量，了解波痕要素(图4－13)。波痕要素包括波长(L)、波高(H)、波痕指数(L/H)，不对称指数(L1/L2)以及陡坡的倾向及倾角等。波痕按成因特征可分为三种类型:

浪成波痕 由波浪作用形成，主要见于湖、海的浅水地区。浪成波痕成对称状，其波峰尖锐而波谷圆滑(图4－14)。若为拍岸浪带的波痕，也可呈不对称状。

流水波痕 由单向流水作用形成。常见于河流或存在有底流的湖、海地区。流水波痕成不对称状，波峰波谷都较圆滑(图4－15)。其重矿物及粗粒物质常分布于波谷中，陡坡倾向与流向一致。

风成波痕 也呈不对称状，但不对称的程度更高。波峰及波谷圆滑而宽阔，陡坡倾向与风向一致。其重矿物与粗粒物质常集中于波峰附近。这种波痕常见于沙漠及湖海滨岸带的沙丘沉积物中。

(2)干裂构造

主要是由于沉积物在尚未固结时即露出水面，经曝晒干后，成张开的干裂缝，又为上伏沉积物或胶结物充填而形成的一类具特殊成因意义的沉积构造(图4－16)。干裂常见于泥质岩中，故又称泥裂，但也可见于粉砂岩、泥质砂岩及泥－微晶级的碳酸盐岩中。干裂的断面一般是上宽下窄，常呈“V”字形或“U”字形，宽几毫米至几厘米，大小不一。干裂缝中的充填物与上伏岩层的成分相当。干裂有指示气候和沉积相的意义:只有干燥气候条件下才易产生干裂;干裂构造常出现于陆相(河漫相、湖滨相)及海岸沉积的潮上带或潮间带的沉积物中。

图4－13 波痕

图4－14 浪成波痕

图4－15 流水波痕

2底面构造

发育在岩层底层面上的印模构造称之为底面构造，主要有:底冲刷、泥砾及槽模、沟模等。

(1)槽模(flutecast)

槽模通常是由于流水在下伏泥质沉积物层面上冲刷先造成凹坑，然后被上覆砂质沉积物充填和覆盖，经成岩固结以后，在上覆砂岩的底层面上形成向下凸出的小包，实为下伏泥质沉积物的层面上冲坑的印模，故而称之为槽模。槽模一般顺水流方向排列，可疏可密，其圆形突起一端逆(迎)向水流方向(图4－17)。各种槽模大小不一，从几十厘米至几厘米，更小者仅几毫米，槽模内可见斜层理。槽模的出现说明当时的环境中有强烈的底流及其冲刷作用存在，根据槽模的排列方向可用来确定古流向。

图4－16 干裂构造

图4－17 槽模和沟模(主体为槽模，右下角为沟模)(据哈奇和雷斯泰尔，1965)

图4－18 紫红色中－粗粒砂岩中的冲刷面及斜交层理(四川峨眉山龙门洞下三叠统飞仙关组)

(2)沟模(groovecast)

由流水携带某些“工具”(如贝壳、树枝、岩块等)对底部泥质沉积物进行刻划或冲击所形成的痕迹印模，按成因和形态特征可细分为条纹模、跳模、刷模、锥模等。其中常见者是沟模，通常发育在岩层底层面上，呈稍微凸起的平行的小脊(图4－17)，有的成密集的条纹状高出底层面仅几毫米，个别达1cm，但延长远。一般较干直或稍弯曲。有时可出现几组沟模。

(3)冲刷面及侵蚀下切现象

在河流、三角洲和浅海地区，冲刷与侵蚀下切现象是常见的。这种冲刷作用可以是因地壳上升之故，更多的是由于流水的作用，当流水速度加大时就可以在沉积界面上形成冲刷面。在冲刷面上常含有砾石，有时直接来自于下伏沉积物被冲刷破碎再磨圆的产物———泥砾(图4－18)。

(三)同生变形构造

这里所说的变形构造，系指沉积物沉积同时或稍后，即在沉积物固结成岩之前发生变形而形成的塑性变形构造，也即是在同生期或成岩早期，当沉积物还处在塑性状态时发生的变形，故又叫同生变形构造。引起同生变形的机理，主要是因有密度梯度、沉积物液化和有一定的沉积坡度，常见的有重荷模、球状及枕状构造、包卷层理、滑陷构造等。

1重荷模(load cast)

当砂质沉积物覆于泥质或粉砂质沉积物之上，饱含水分的泥质、粉砂质发生液化时，上覆砂质沉积物就会陷入到液化的泥质、粉砂质沉积物中，在上覆砂质层底界面上形成了瘤状的突起物———重荷模(图4－19)。有时砂质重荷模还可掉进泥质沉积物中形成沙球构造。重荷模与槽模的区别在于，重荷模形状不规则、排列杂乱，缺乏对称性和方向性，其大小也不一，可从几毫米到几十厘米。砂质物质陷入下伏泥质物中形成重荷模的同时，下伏的泥质物也呈舌状，火焰状伸入到上覆砂质之中形成火焰构造(flame structure)。

2球状及枕状构造(ball and pillow structure)

这是一种岩体呈球状或枕状大型同生变形构造(图4－20)，岩球或岩枕体的大小十几厘米到数米，分布可很广，有的在剖面中可以多次出现。如四川绵竹县汉旺的上三叠统小塘子组三角洲前缘斜坡亚相中的枕状构造出现过十几次，每层厚1～3m，岩枕大小一般为几米。

图4－19 砂岩底层面上的重荷模构造

图4－20 泥岩中的细砂岩滑陷枕状构造(鄂尔多斯盆地上三叠统延长组)

球状及枕状构造常发育在具有一定坡度和介质密度大的三角洲前缘斜坡带和大陆斜坡带中，具备自上而下的重力势能，因此，球状及枕状构造的特点是:滑陷滚动作用，使沉积物原有层理发生挠曲、倒转，细层的厚度发生变化，岩层呈“破碎”状，岩球或岩枕本身还有转动和扭动特征，产生变形层理。另外，由于岩球或岩枕滚动时，带动下伏泥质沉积物移动，并穿插于岩枕之间，也可形成火焰状构造。

3包卷层理(convolute bedding)

在细砂、粉砂沉积物液化过程中，流水施加的剪切力或在斜坡上的重力作用，使沉积物发生滑动，使一个层内的原始的层理构造发生复杂的“褶皱”，形成连续分布的开阔向斜和紧密背斜组成的“包卷”状态，称包卷层理，或包卷构造。一般在滑陷枕状体中都发育有包卷层理(图4－20)，与重荷模的区别在于，前者“又滑又陷”，后者为“陷而不滑”。此外，高含水的沉积物快速堆积体在成岩泄水过程中也可产生包卷及变形层理(图4－21和图4－22)，在三角洲前缘斜坡和浊流沉积环境较常见。

图4－21 细砂岩中由成岩泄水形成的包卷层理及变形构造(鄂尔多斯盆地上三叠统延长组)

图4－22 细砂岩中滑陷、揉皱形成的包卷层理及变形构造(鄂尔多斯盆地上三叠统延长组)

4滑陷构造(slump structure)

指水下沉积物在重力作用下顺斜坡滑动而成，又称水底滑动构造。形态与包卷层理相似，也限于一定的层位中，但常伴随有沉积层的变形、揉皱、断裂、角砾化及岩性的混杂。以“既滑又陷且断碎状”，可与上两种构造区别。

滑陷构造层与上下岩层呈突变接触，其分布范围有的很局限，也有的非常广泛，常见于快速沉积的三角洲前缘斜坡带，大陆坡带及海底峡谷的前缘部位等沉积环境中。

(四)生物成因构造

由生物的生命活动在沉积物中形成的沉积构造称生物成因构造。由于生物的生态不同特征，因而在沉积物形成的沉积构造各不相同，其中最常见的是生物生长构造，如叠层构造和生物遗迹构造。前者将在碳酸盐岩中论述，本小节仅对后者给予详细描述。

1生物遗迹构造的分类

生物遗迹构造，又称遗迹化石。塞拉克尔(Seilacher，1964)按生物行为方式将生物遗迹构造分为五类(图4－23)。

图4－23 遗迹化石基本类型(据塞拉克尔，1964)

停息痕迹(resting trace) 是由活动的生物暂时停息在沉积物表面上留下的较浅的痕迹。其形态常与生物的腹部或侧部形态一致，但凹凸面正相反，常见于浅水高能环境中。

爬行痕迹(crawling trace)是动物在沉积物表面爬动(移动)时留下的轨道痕迹，常是由连续的线状槽或沟组成，往往有方向性，凹槽表面光滑或有纹饰，形状多样。常见于浅水低能环境中。

居住痕迹(dwelling trace)是食悬浮物或沉积物的底栖生物在沉积物内部构筑的永久居住的管穴。常为各种钻孔和潜穴，形态有简单的、复杂的、分叉的，与层面可垂直或斜交，这与生物存在的环境有关。

觅食痕迹(feeding trace) 是食沉积物(泥)的动物向沉积物内部或表面有规律地觅食而留下的痕迹，常有简单分支或未分叉的圆柱状，呈弯曲的直孔或“U”形孔，也可呈放射状排列，能见蹼状构造。常见于较浅水的浊流环境中。

啮食痕迹(graying trace) 啮食痕迹又叫游食痕迹，是食泥动物沿沉积物表面有规律的移动游食所留下的痕迹。常呈蛇形、螺旋形、网格状(在层面上常呈上凸下凹状)，但不分叉、不重复、形态复杂。常见于深水环境中。

2生物遗迹构造的研究意义

生物遗迹构造都是原地形成的，并随沉积物固结成岩而被保留而不会被搬运转移，又由于同一类生物在不同的环境中留下的生命活动痕迹往往是不一致的，而不同的生物在同一的环境中留下的生命活动痕迹却常具有相似的特征，因此，遗迹化石是判别沉积环境的重要和良好的标志。特点为:①在不同环境中(如不同深度、不同沉积速度)有不同的遗迹构造组合(图4－24)，如海岸地区由于波浪、潮汐作用强，温度、盐度变化大，故底栖生物常形成很深的、垂直的潜穴(在软底上)和钻孔(在硬底上)等复杂的潜穴系统;②在浅海地区环境变化小，较稳定，故底栖生物潜穴较浅，以在层面上留下各种多呈倾斜状的潜穴和水平状的爬行与居住系统为主;③在半深海和深海地区，由于环境安定，食泥生物不需潜穴保护，而是为了进食，故在层面上留下各种水平状的形态非常复杂的居住、觅食和啮食遗迹系统。

图4－24 遗迹形态(遗迹相)与沉积环境的关系(据塞拉克尔，1964)

(五)化学成因构造

在成岩后生阶段，通过化学溶解和沉淀作用所形成的次生构造有结核、缝合线、叠锥及晶体印痕等，这里只介绍前二者。

1结核

结核形成于沉积岩形成作用的各个阶段，对结核的研究有助于划分和对比地层，也可了解岩石的成岩后生作用过程。结核的形成机理已在第二节叙及，下面仅介绍各种结核的产状特征:

同生结核(图4－7A) 同生结核为原始沉积和同生阶段形成，常见的同生结核有硅质结核、现代海底有铁锰结核等。同生结核与围岩界线清晰，不切穿层理，且层理围绕结核呈弯曲状。

成岩结核(图4－7B) 成岩结核是沉积物在成岩过程中，物质重新分配形成的结核成扁平状，部分切穿层理，部分被围岩掩盖，并见层理围绕结核弯曲。

后生结核(图4－7C) 后生结核明显地切穿层理，而不见层理弯曲现象，常分布于裂隙或层面附近。

假结核(图4－7D) 这是一种形态上看起来像结核，实际上不是结核，它是因沉积岩在表生阶段由风化作用造成的，可能为球状风化产物，更多的是与含氢氧化铁的水溶液沿岩层的层面和裂缝流动，并沿层面和裂缝逐渐向岩石内渗透和依次沉淀圈纹状的氢氧化铁而成，通常将其称之为李泽网。

龟背石 当结核(特别是胶体的结核)脱水收缩时，可发生网状裂隙，后被其他矿物所充填，这种龟背状结核被称之为龟背石(图4－25)。

2缝合线

缝合线最常见于碳酸盐岩中，但也可出现于砂岩、硅质岩和盐岩中。其特征是在垂直层面的切面上有呈头盖骨接缝状的不同形态的锯齿状裂缝(图4－6和图4－26)，从整体看它是许多柱状凸出体，称为缝合柱。缝合线的成因类型可按如下几种方式进行划分:

图4－25 龟背石

图4－26 不同形态的缝合线

1)按缝合线与层面的关系可细分为平行的、斜交的和垂直(层面)的缝合线，也可以有几组缝合线交叉成网状。

2)按缝合线大小可划分为显缝合线和微缝合线，前者在岩层或标本中肉眼可见，后者要在显微镜下才能发现，微缝合线可绕过或切穿灰岩的颗粒。

3)按缝合线形成的期次可划分为成岩缝合线、后生缝合线、表生缝合线，其中最常见的是成岩缝合线，发育规模最大的是后生缝合线。

缝合线的成因可用压溶说来解释，即缝合线是在沉积物或岩石遭受到压力后，发生不均匀的溶解而形成的，故不同时期、不同方向的压力就产生不同类型和不同期次的缝合线。缝合线可用于划分和对比地层、测量层面产状(水平缝合线总方向与层面平行)、了解岩石存在和改造的环境。

(一)台地相

据1∶25万遵义幅区域地质调查资料反映，早、中三叠世台地相地层，由夜郎组、嘉陵江组、关岭组和杨柳井组组成。

1夜郎组

主要由黄绿、紫红色粘土岩、页岩及灰岩、泥灰岩组成，含双壳类及腕足类化石，一般厚350～400m。与下伏龙潭组或合山组呈整合接触，根据岩性差异分3段。

第一段(沙堡湾段):灰、深灰、黄绿色页岩、钙质粘土岩，夹少量灰色薄层泥灰岩、泥晶灰岩，局部尚夹粉砂质粘土岩或泥质粉砂岩。

第二段(黄村坝段):灰、浅灰色薄层、中厚层—厚层微晶至泥晶灰岩，上部夹厚层块状鲕状灰岩，下部夹薄板状灰岩、泥质灰岩、泥灰岩及少量灰色页岩或粘土岩。

第三段(九级滩段):紫红、黄绿、灰绿色钙质、粉砂质粘土岩、页岩，夹灰色薄—厚层灰岩、泥质灰岩、泥灰岩及深灰色泥质粉砂岩、细砂岩，夹层厚1～30m不等，底部时夹含黄铜矿的钙质结核。

2嘉陵江组

由正常浅海相—半局限台地相灰岩、白云岩、溶塌角砾状白云岩组成，厚400～480m，含双壳类、头足类、腕足类及腹足类等化石。与下伏夜郎组第三段连续沉积。按岩性差异分四段。

第一段:灰、浅灰、浅肉红色薄—厚层微晶—泥晶灰岩，夹少量灰色中厚层白云质灰岩、鲕状灰岩及泥质灰岩。可见由生物屑泥晶灰岩、纹层状泥晶灰岩、生物扰动泥晶灰岩及泥晶灰岩组成的基本层序(图82)。

图82贵州遵义八节滩嘉陵江组第一段(T1-2j1)下部基本层序

第二段:灰、灰色薄—中厚层泥晶灰岩、泥质灰岩、泥灰岩夹薄层钙质粘土岩、粘土岩、粉砂质粘土岩。灰岩具水平层理、平行纹层、生物扰动构造，偶见小型交错层理。

第三段:深灰、浅灰色中厚层、厚层微晶—泥晶灰岩、白云质灰岩，夹少量鲕粒灰岩、泥质钙质白云岩。

第四段:灰、浅灰微带红色中厚层、厚层夹薄层微晶白云岩，夹角砾状白云岩、溶塌角砾岩状白云岩，局部夹白云质灰岩及白云质粘土岩。角砾状白云岩夹层2～4层，单层厚2～26m。顶部多为溶塌角砾岩状白云岩。

3关岭组

由下部白云岩夹粘土岩及上部灰岩夹白云岩组成，厚340～350m。生物化石以双壳类为主，菊石较少。根据岩性差异分两段。

第一段:岩性为灰、浅灰、灰绿色薄—中厚层微晶至泥晶白云岩、泥质白云岩，夹灰绿、灰紫色粘土岩、含粉砂质白云质粘土岩、泥云岩及灰色中厚层生物屑灰岩。下部30～40m为灰色厚层微晶白云岩夹溶塌角砾岩状白云岩及白云质灰岩。底部02～16m为黄绿色蒙脱石化玻(晶)屑凝灰岩，俗称“绿豆岩”，是一分布广泛而稳定的地层划分标志层，与下伏嘉陵江组连续沉积。

第二段:岩性为深灰、灰色薄—厚层泥晶灰岩、含白云质生物碎屑灰岩，夹少量薄层泥质灰岩、泥灰岩及钙质粘土岩，局部尚夹薄层白云岩。

4杨柳井组

以白云岩为主，夹角砾状白云岩及白云质灰岩。厚53～330m。与下伏关岭组连续沉积，以大套白云岩始现划界。根据岩性差异可分三段:

第一段:浅灰、灰色厚层细晶白云岩夹白云质灰岩及灰岩，含双壳类。与下伏关岭组第二段灰岩连续沉积，该界线具明显的不稳定性，白云岩与灰岩存在相变和消长关系。

第二段:灰、浅灰色薄层板状细晶—泥晶白云岩夹内碎屑泥晶白云岩，含双壳类。

第三段:浅灰色薄层夹中厚层泥晶白云岩，时夹泥晶内碎屑白云岩及页岩，顶部为灰、浅灰色薄层及厚层块状泥晶白云质灰岩夹灰岩及白云质粘土岩。

(二)台盆相

早、中三叠世台盆相地层，由罗楼组、新苑组、边阳组组成。

1罗楼组

下部为黄绿、土黄、紫灰色薄层粘土岩页岩，厚10m，产双壳。中部为淡**薄层泥灰岩与褐黄夹紫灰色粘土页岩互层，厚20m左右，粘土岩中产双壳及菊石碎片。上部为淡黄、褐**夹紫灰色粘土质页岩，剥蚀残厚30m左右。与下伏地层龙潭组连续沉积，整合接触。

2新苑组

为一套富含双壳类和菊石化石的灰绿、黄灰等色泥页岩，夹薄—中厚层钙质砂岩、粉砂岩、泥晶灰岩组的碎屑岩地层。厚数10～340m。以灰绿色页岩与罗楼组薄层灰岩划界，整合接触。

3边阳组

为灰色薄—中厚层石英粉砂岩、钙质石英粉砂岩、泥质石英粉砂岩、中厚至厚层块状钙质石英细—粉砂岩及厚层块状细粒石英砂岩、钙质中—细粒长石石英砂岩与灰、深灰、灰黄、灰绿色薄层(夹中厚层)粘土岩、粉砂质粘土岩组成不等厚互层的一套地层。厚度＞1930m。以厚层砂岩与新苑组或许满组顶部粘土岩夹瘤状灰岩或泥晶灰岩分界，整合接触。

(三)前陆磨拉石盆地相

由晚三叠世改茶组、二桥组，侏罗系自流井组、沙溪庙组等组成。

1改茶组

主要岩性为上部灰黄、浅灰色中厚层泥晶白云岩夹灰绿、紫红色粘土岩，中部暗紫红、灰绿、浅**中薄层粉砂质粘土岩夹泥晶白云岩，下部暗紫红、灰绿、浅**中薄层粘土岩夹粉砂岩，厚0～48m，含双壳类及植物化石。

2二桥组

岩性为一套河湖相岩屑石英砂岩夹粘土岩及煤线，厚113～226m。与下伏改茶组或杨柳井组呈平行不整合接触。生物群以古植物及双壳类为主。根据岩性及古生物特征可分两段:

第一段:深灰、浅灰、灰**中厚层—厚层块状细—中粒粘土质岩屑石英砂岩、含长石石英砂岩，夹少量灰色薄层泥质粉砂岩、粉砂质粘土岩，局部夹01～03m炭质粘土岩及泥煤透镜体或煤线。

第二段:深灰、浅灰白色厚层块状细—中粒岩屑石英砂岩、石英岩状砂岩、泥质石英砂岩，夹少量泥质粉砂岩及粉砂质粘土岩薄层(或透镜体)、炭质粘土岩，局部夹煤线。

3自流井组

主要由湖相灰色石英砂岩、红色粘土岩夹泥灰岩及介壳灰岩，底部偶见赤铁矿扁豆体，富含淡水双壳类(上部含半咸水相双壳类)，总厚313～432m。根据岩性差异大致可分为五段，自下而上为綦江段、珍珠冲段、东岳庙段、马鞍山段、大安寨段。

綦江段:仅出露于研究区北部。下部灰**薄层状石英砂岩，深灰色粉砂质粘土岩与灰黑色含炭质粘土岩互层夹泥炭，含大量植物碎片。中部黄褐色铁质砂岩、粘土质含铁砂岩及灰色粘土岩，山盆附近砂岩中夹赤铁矿扁豆体。上部浅灰、灰色中层—厚层中—细粒石英砂岩(相当于岩椤山砂岩层位)。本段化石稀少，见大量植物碎片、石英砂岩灰白色，成分单一，为湖滨相沉积。

珍珠冲段:以紫红、紫灰色铁质粉砂质粘土岩为主，夹灰绿、黄灰色泥质粉砂岩及细砂岩。下部夹较多的粉砂岩及薄—中层细粒石英砂岩，含大量双壳类。中部钙质粘土岩常与粉砂质泥灰岩互层，夹灰绿色中厚层含燧石团块灰岩。上部主要是钙质粘土岩夹泥灰岩(或呈透镜体)，几乎不夹砂岩。本段以紫红色粉砂质粘土岩为主，岩石中含碎屑、钙质等，为炎热、氧化环境湖滨－浅湖相沉积。

东岳庙段:岩性为灰、浅灰色粘土质介壳灰岩、泥晶灰岩与紫红色粘土岩互层，上部灰岩中时见硅质条带、硅质团块及紫红色粉砂质、钙质粘土岩。含较多的淡水双壳类、叶肢介、腹足类等。以泥晶灰岩、紫红色粘土岩为主，岩石中含生物碎屑夹硅质条带及团块，为温暖湖相沉积。本段底部多以灰绿、黄灰色生物屑灰岩、介壳灰岩、钙质粘土岩与下伏第二段紫红粘土岩、粘土质粉砂岩整合接触，界线清楚，易识别划分。

马鞍山段:岩性为鲜红、紫红色粘土岩，铁质粉砂质粘土岩，含钙质粘土岩与浅灰色中厚层状细粒石英砂岩、紫红色板状粘土质粉砂岩不等厚互层，夹砾岩透镜体。下部以浅灰色厚层块状细—粉砂级石英砂岩为主(山盆一带石英砂岩层厚可达49m)，与紫红色含铁粘土岩、粉砂质粘土岩互层，上部主要是鲜红色粉砂质粘土岩夹少量同色薄层状粘土质粉砂岩及细粒石英砂岩，属炎热氧化浅湖相－河湖相沉积。

大安寨段:主要岩性为灰绿、深灰色含粉砂质粘土岩、钙质粘土岩、浅灰色粉砂质灰岩、生物屑泥灰岩、介壳灰岩，中部常夹深灰、灰黑色有机质粘土岩(油页岩)等。生物化石十分丰富，除含大量淡水双壳类外，还共生有半咸水双壳类以及腹足类等。属潮湿还原环境较深湖相沉积。

4沙溪庙组

灰色厚层状中—细粒砂岩与紫红、紫褐色含粉砂质、铁质粘土岩、粉砂质粘土岩呈不等厚互层，常由砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质粘土岩等组成多旋回红色建造，残存厚度＞666m。与下伏自流井组呈整合接触，以中下部夹有一层湖相“叶肢介层”为标志，分为两段。

第一段:以紫红、紫褐色铁质粘土岩，铁质粉砂质粘土岩为主，与灰白色、灰棕色厚层状中—细粒长石石英砂岩呈不等厚互层。顶部岩性稳定，分布较广的为灰黑、灰绿等色板状粘土岩、黑色含有机质页岩(油页岩)。中上部紫红、紫褐色铁质粘土岩、铁质粉砂质粘土岩与灰、灰白色薄—厚层块状长石石英砂、长石砂岩互层夹粘土岩、粘土质粉砂岩。下部为灰褐、紫褐色薄—中厚层长石石英砂岩、粘土质粉砂岩与紫红、褐紫红色粉砂质粘土岩、粘土岩不等厚互层。以长石石英砂岩或长石砂岩出现为本段开始。本段除顶部含叶肢介、鲎虫、双壳类及少量植物化石外，几乎不含生物化石。

第二段:上部为灰白色中厚层细粒长石砂岩，残存厚度＞487m。中部灰褐、紫褐色薄板状含粉砂质粘土岩、粘土质粉砂岩为主夹灰白色中厚长石砂岩、长石石英砂岩。粉砂质粘土岩中时含单颗砾石，呈浑圆－半浑圆状，砾径1cm左右，成分为粉砂岩。下部灰白色厚层块状中－细长石砂岩及紫红、褐紫色薄层粘土质粉砂岩。在底部的紫红、褐紫色粘土质粉砂岩中，偶夹灰白色薄层长石石英砂岩，含单颗砾石(特征与上同)与钙质结核。以紫红色灰白色长石砂岩、长石石英砂岩为主，含大量岩屑，紫红色粘土质粉砂岩及粉砂质粘土岩中含单颗砾石与钙质结核，砂岩中有发育的平行层理，大型波状层理、斜层理等，属炎热河湖相沉积。

(四)陆内岩浆岩相

区域上燕山期中酸性岩浆侵入活动最强，岩体主要分布于湘中南—湘东北以及湘东南地区。湘东南地区岩体的岩石酸性度相对较高，以花岗岩为主;湘中南—湘东北地区岩体的岩石酸性度相对较低，多为二长花岗岩－花岗岩。大部分岩体的成因类型属壳源重熔型，岩体规模一般较大，常呈岩基产出;少数岩体的成因类型属壳幔混源同熔型，岩体规模较小，常呈岩株产出，多分布在株洲断裂带附近及其东南地区，受活动历史较长、切割地壳较深的断裂构造控制。

由于该类型岩浆岩在黔东及邻区不发育，在此不多叙述。