1、沉积岩[沉积岩，三大岩类的一种，又称为水成岩，是三种组成地球岩石圈的主要岩石之一（另外两种是岩浆岩和变质岩）。]是什么？
沉积岩覆抄盖着地球表面的许多地方，但是它往往隐藏在薄薄一层土壤的下面。通常为方便起见将沉积岩分为碎屑[碎屑是沉积岩或沉积物的一种组分，它是母岩机械风化的产物。]岩和结晶岩两大类。碎屑岩由不同大小的岩石碎屑构成。结晶岩是溶液里沉淀出来的矿物[矿物是指在各种地质 作用中产生和发展着的，在一定地质和物理化学条件处于相对稳定的自然元素的单质和他们的化合物。]质构成的。
侵蚀的岩石碎屑从暴露的地面被溪流河川搬运到海洋里，慢慢下沉，成为细的淤泥或泥。像砂这样较大的颗粒在离海岸不远的地方沉积下来，像卵石和大卵石这些最大的碎屑沉积在海岸线上。这些矿物质经过长时期的积累，颗粒之间的水被挤出去了。水溶液里的胶结剂，例如碳酸钙、二氧化硅以及氧化铁能把颗粒黏合在一起。
海岸附近的卵石黏合在一起成为砾岩。离岸再远一些的形成页岩。到了开阔的大海里，碳酸钙和死去的海洋动物的外壳形成灰石岩。
结晶岩也可能在不深的内陆海里形成。内陆海与开阔水域之间的通路受到限制，或者完全被割断。这种地方的海水可能会慢慢蒸发，剩下的化合物成为诸如石膏和岩盐这类的沉积岩。
地质学家能够通过研究沉积岩的分布重建一个地区的古代地形和自然环境。沉积岩里几乎都能找到化石。化石记录了地球上生命的历史。沉积岩里有煤等矿物资源。
2、沉积岩的化学成分
沉积岩的来化学成分随岩石类型的不同源而相差极大，一些石英砂岩或硅质岩中sio2含量可超过90%，而石灰岩[石灰岩（limestone）简称灰岩，以方解石为主要成分的碳酸盐岩 。]则高度富cao，其他al2o3，fe2o3，mgo等也明显富集在某些类型的岩石中(表8－1)。
表8－1 某些沉积岩的化学成分(wb/%)
与岩浆岩[岩浆岩又称火成岩，是由岩浆喷出地表或侵入地壳冷却凝固所形成的岩石，有明显的矿物晶体颗粒或气孔，约占地壳总体积的65%，总质量的95%。]相比，沉积岩的化学成分具有如下特征:
(1)沉积岩中fe2o3的含量多于feo，岩浆岩则相反。这是因为沉积岩形成于地表水体中，氧气充足，大部分铁元素氧化成高价铁的缘故。
(2)沉积岩中k2o的含量多于na2o，而岩浆岩中k2o和na2o的含量大致相当，或na2o稍多于k2o。这是因为沉积岩中含有较多的钾长石和白云母，或由于粘土胶体质点能吸附钾离子之故。
(3)沉积岩中含有大量的h2o和co2，而在岩浆岩中h2o、co2的含量很低;沉积岩中普遍富含有机质，而在岩浆岩中不含有机质。
除了单矿物岩之外，虽然沉积岩中的fe2o3、feo、k2o、na2o、co2和h2o等常量组分与岩浆岩和变质岩有一些差别，但总体上来看非常接近。它们的主要差别在于微量元素的含量。例如页岩中稀土元素含量特别富集，而碳酸盐岩中则非常匮乏。
3、常见 沉积岩 变质岩
常见的沉积岩：石灰岩、白云岩[白云岩，是一种沉积碳酸盐岩。]、页岩、粘土岩、砾岩
常见的变质岩：片麻岩、大理岩、片岩、石英岩
4、沉积岩中的矿物
沉积岩物质的来源很多，但主要来自于先成岩石(岩浆岩、变质岩版和先成的沉积岩)风化、剥蚀作用[作用的基本解释是对事物产生的影响、效果，衍生解释有作为、努力、用意、施行法术等。]的权破坏产物，因此沉积岩中的常见矿物有石英、白云母、粘土矿[粘土矿（clay minerals） 是组成粘土岩和土壤的主要矿物。]物、钾长石、钠长石、方解石[方解石是一种碳酸钙矿物，天然碳酸钙中最常见的就是它。]、白云石、石膏、硬石膏、赤铁矿、褐铁矿、玉髓、蛋白石等。
沉积岩是在常温、常压条件下由外力地质作用形成的。那些只能形成于高温条件下的矿物，如岩浆岩中常见的橄榄石、辉石、角闪石、黑云母、中性及基性斜长石等，在外力地质作用下不能生成，也难以抵抗外力地质作用的破坏而长期稳定存在；相反，石英、钾长石、钠长石及白云母等，具有适应温度变化的能力且化学性质较稳定，因而它们是岩浆岩与沉积岩共有的矿物；而粘土矿物、石膏、硬石膏、方解石以及白云石等则是在地表条件下形成的沉积岩特征性矿物，在岩浆岩中一般难以出现甚至不能存在。
5、沉积岩有哪些？
砾岩、砂岩、粉砂岩、碳酸盐岩、 碎屑岩
1、 砾岩
是粗碎屑含量大于30% 的岩石。绝大部分砾岩由粒度相差悬殊的岩屑组成，砾石或角砾大者可达1米以上，填隙物颗粒也相对比较粗。具有大型斜层理和递变层理构造。
2、砂岩
在沉积岩中分布仅次于黏土岩。它是由粒度在2～0.1毫米范围内的碎屑物质组成的岩石。
3、 粉砂岩
岩中，0.1～0.01mm粒级的碎屑颗粒超过50%，以石英为主，常含较多的白云母，钾长石和酸性斜长石含量较少，岩屑极少见到。
4、碳酸盐岩
常见的岩石类型是石灰岩和白云岩，是由方解石和白云石等碳酸盐矿物组成的。
5、 碎屑岩
碎屑岩也称火山碎屑岩，是火山碎屑物质的含量占90%以上的岩石，火山碎屑物质主要有岩屑、晶屑和玻屑，因为火山碎屑没有经过长距离搬运，基本上是就地堆积，因此，颗粒分选和磨圆度都很差。
(5)沉积岩扩展资料
风化的岩石颗粒，经大气、水流、冰川的搬运作用，到一定地点沉积下来，受到高压的成岩作用，逐渐形成岩石。沉积岩保留了许多地球的历史信息，包括有古代动植物化石，沉积岩的层理有地球气候环境变化的信息。
沉积岩的物质来源主要有几个渠道，风化作用[风化作用（weathering)是指地表或接近地表的坚硬岩石、矿物与大气、水及生物接触过程中产生物理、化学变化而在原地形成松散堆积物的全过程 。]是一个主要渠道。此外，火山爆发喷射出大量的火山物质也是沉积物[沉积物：地质学专业术语，（sediment）为任何可以由流体流动所移动的微粒，并最终成为在水或其他液体底下的一层固体微粒。]质的来源之一；植物和动物有机质在沉积岩中也占有一定比例。
6、沉积岩的概念
沉积岩（sedimentary rock）是在地抄表和地表下不太袭深的地方形成的地质体。它是在常温常压条件下，由风化作用、生物作用和某些火山作用产生的物质经搬运、沉积和成岩等一系列地质作用而形成的。
沉积岩的体积只占岩石圈的5%，但其分布面积却占陆地的75%，大洋底部几乎全部为沉积岩或沉积物所覆盖。沉积岩不仅分布极为广泛，而且记录着地壳演变的漫长过程。目前已知，地壳上最老的岩石，其年龄为46亿年，而沉积岩石圈中年龄最老的岩石就达36亿年（俄罗斯科拉半岛）。沉积岩中蕴藏着大量的沉积矿产，如煤、石油、天然气、盐类等，而且铁、锰、铝、铜、铅、锌、磷等矿产中，沉积类型的也占有很大比例。因此，研究沉积岩，对发展地质科学理论、寻找丰富的沉积矿产，以及水文地质、工程地质和环境地质等工作均具有重要的意义。
7、沉积岩的分类
（一）沉积岩的分类现状
目前，虽然人们对各种沉积岩的成分、结构、构造和成因等方面的差异和联系已有相当深入的了解，但直到现在也没有找到一个能为大家普遍接受的分类方案，其中的根本原因是，分类既产生于人们对自然的认识，反过来也是人们认识自然的纲领，只有深刻揭示了成因联系的分类才是最科学的分类，而沉积岩的成因涉及面是如此之广，以至于人们可以侧重沉积岩原始物质的来源、原始物质的种类、沉积物的沉积机理、沉积后的变化等诸多方面，即使侧重于同一方面，也会因表述或概念使用上的不同而出现分歧。对已经提出的分类，不同人可以持有不同程度的批判或赞同态度，还可从中重新拟出自己的分类系统来。随着研究的深入，有些分类已被逐渐淘汰，但其中某种较为合理的分类思想或已为人们长期使用的习惯术语却可被沿用下来，同时新方案中又会出现一些新的术语，结果是同一岩石可以具有不同的名称，同一名称也可以具有不同的内涵。这方面的例子很多，如对砾岩，许多人都理解为陆源碎屑岩中的一种，但也有人将粒度处在砾级范围的内碎屑灰岩也视做砾岩，因此也就有了 “同生砾岩”、“准同生砾岩” 或 “自生砾岩” 等名称，前者的 “砾” 既有粒度含义，也有来源或生成方面的含义，后者的 “砾” 只有粒度和 “可被机械搬运” 的含义。对“砂” 或 “泥” 也有类似理解上的差异。又如对化学岩，有些人仍承袭传统观点，将其作为对所有石灰岩、白云岩、硅质岩等与化学或生物沉积作用[沉积作用是指被运动介质搬运的物质到达适宜的场所后，由于条件发生改变而发生沉淀、堆积的过程的作用。]有关的岩石的总称，另一些人则只指其中不含或少含自生颗粒的那部分岩石，而把富含自生颗粒的另一部分岩石单独作为一类。凡此种种就造成了目前多种分类系统并存的局面，这使初学者或非专业的地质工作者常常感到无头无绪，即使对沉积岩有相当造诣的专业人员也由于难以全盘否定某一种分类而只能按自己的理解或喜好择善而从。这样的局面在短时间内还不会有大的改变。
在诸多分类方案中，有些分类思想可大体反映当代对沉积岩成因的认识水平，例如pettijohn（1975）就将沉积岩或沉积物分成两大类，分别称为外源的（exogenetic）和内源的（endogenetic），也可翻译成外生的和内生的。这种划分侧重沉积岩或沉积物构成物质的成因。所谓外源或外生是指构成物质起源或生成于沉积盆地以外，而内源或内生是指构成物质起源或生成于沉积盆地以内。我国有些方案就接受或部分接受了这样的思想。selley（1976）也将沉积物或沉积岩分为两大类，分别称为异地的（allochthonous）和原地的（autochthonous），他侧重的是沉积岩构成物质的形成或产生部位，所谓异地是指构成物质被发现的部位并不是其形成或生成的部位，而原地则是指构成物质被发现的部位也是其形成或生成的部位。folk（1974）的分类与他们的不同，他在侧重成因时比较具体，同时还考虑了沉积物的沉积机理，他将沉积岩分为三大类，分别称为硅酸盐碎屑岩类（siliciclastic rocks）（s类）异化粒碎屑岩类（allochem－rich clastic rocks）（a类）和沉淀岩类（precipitate－richrocks）（p类）。这种分类在欧美国家影响较大，使用的人较多，其中的碎屑（clast）指的是所有可经机械搬运而离开他生成地点的矿物或矿物集合体，特别是将自生颗粒（即异化粒）也包含了进来。
（二）本教材使用的分类
按当代较为流行的分类思想，本教材拟定了图13－24所示的分类方案。下面作几点说明。
（1）方案中的他生沉积岩（allogenic rocks）是指主要由他生矿物构成的沉积岩，自生沉积岩（authigenic rocks）是指主要由自生矿物构成的沉积岩，它们分别与上述外源岩、内源岩或异地岩、原地岩相似，之所以要改称为 “他生” 和 “自生” 是因为这样可避免由于对 “盆外”、“盆内” 或 “异地”、“原地” 等理解的不同而出现不必要的争议。这里未使用folk（1974）的分类是因为在某些情况下也可形成主要由碳酸盐（方解石和白云石）碎屑构成的陆源碎屑岩（如石灰岩砾岩和石灰岩岩屑砂岩等），而在folk的分类中却没有这类岩石的合适位置。另外，将自生颗粒的含量作为划分岩石大类的依据将会把像碳酸盐岩和硅质岩等本属一个大类的岩石都一分为二，而许多赞成folk的分类的人实际仍在使用像 “碳酸盐岩”这样的名称。我们认为，自生颗粒的不同含量主要是同一大类岩石的结构变化，虽然结构也是成因的反映，但将其作为划分次级岩石的依据可能更合理。
（2）方案中的陆源碎屑岩可简称为碎屑岩，它与碳酸盐岩、硅质岩等具有相同的分类级别，图13－24中之所以还列出了它的次级岩类（即砾岩和砂岩等）是因为本教材中的砾岩和砂岩等都是陆源碎屑岩或他生沉积岩，在自生沉积岩中不再使用砾岩和砂岩这样的名称。另外，与砾岩和砂岩等并列的泥质岩是一种主要由游离状粘土矿物构成的较特殊的岩类，这些粘土矿物可以是他生的母岩是更古老的泥质岩或含有粘土矿物的其他岩石），即碎屑粘土，也可以是自生的风化时的不溶残余或从溶液中沉淀的），即自生粘土。现在认为，绝大多数泥质岩中的粘土可能主要是碎屑粘土或是从陆源区经机械搬运后再沉积下来的，所以在已有的分类方案中，泥质岩多被作为粒度最细的末端被放到了陆源碎屑岩中，这里也沿袭了这种观点。但是，也有一部分泥质岩主要是由自生粘土构成的，只是在自生沉积岩中未被列出罢了。
（3）本方案认为火山碎屑岩主要构成矿物直接来自岩浆冷凝，与火成岩的关系更密切，故已将其归入到了火成岩范围，但火山碎屑岩中的火山碎屑又有在大气中沉降、搬运、堆积尔后再固结的经历，有些固结机理与陆源碎屑岩完全一样，所以火山碎屑岩也有沉积岩的某些性质，将其视为沉积岩也有合理的一面，所以在本方案中就以括号的形式与陆源碎屑岩并列了。
图13－24 基本沉积岩类型的划分
8、沉积岩的形成作用
绝大部分沉积岩的形成大致可分为沉积岩原始物质的形成阶段、原始物质搬运和沉积阶段以及沉积物成岩阶段。初始阶段主要是各种性质的风化作用；通过搬运和沉积作用完成的沉积物第二个阶段；最后阶段的作用，是广义的成岩作用阶段，有同生作用、成岩作用、后生作用和表生作用等。
一、沉积物质的形成（母岩的风化作用）
1.风化作用的概念
地表和地壳上层的岩石，在水、空气、太阳能及各种生物作用下，所发生的岩石破坏作用，称为风化作用。
依据的风化作用性质，风化作用可分为：物理风化作用、化学风化作用及生物风化作用（曾允孚等，1996）。
（1）物理风化作用
温度、流水和风的作用以及岩石孔隙中水的作用，使岩石和矿物发生机械破碎而化学成分不发生改变的过程叫物理风化作用（图7－1）。
图7－1 母岩的物理风化作用
温度变化引起矿物与岩石体积的膨胀与收缩、流水和风的作用使岩石易于破碎，岩石孔隙中水的冻结与融化也使矿物和岩石破碎。物理风化的作用是使母岩崩解，产生碎屑物质，其中包括岩石碎屑和矿物碎屑。
（2）化学风化作用
化学风化作用是指氧、水和水中的各种化学成分与岩石和矿物发生化学变化，形成新生矿物的综合作用。它不仅使岩石或矿物发生分解，而且也使它们的化学成分发生改变，在一定条件下就形成化学沉淀物质，使那些在地表条件下不稳定的原生矿物变成稳定的次生矿物。氧、水和酸是引起母岩化学风化作用的主要因素。
常见的化学风化作用简述如下。
a.氧化作用
发生氧化作用的多半是含变价元素的原生矿物，如橄榄石、辉石、角闪石、黑云母、硫化物等。铁橄榄石的氧化反应为：
2fe2sio4＋o2＋4h2o→2fe2o3＋2h4sio4
氧化作用的结果表现为岩石颜色的改变和结构的变化。如淡绿、暗蓝色岩石变为黄色、褐色、红色或浅红褐色。强烈氧化的岩石常呈多孔状、蜂窝状，岩石结构变得疏松。
b.水化作用
在自然界常常发生水参加到矿物晶格中，形成含结晶水的矿物，称为水化作用或水合作用，如硬石膏经过水化作用形成石膏。
c.水解作用
水解作用的结果引起矿物的分解，o2、co2及其他酸、碱物可以促进矿物在水的作用下发生分解。
此外，还有酸解作用、去硅作用等化学风化作用。
（3）生物风化作用
在岩石圈的上部、大气圈的下部和水圈的全部，几乎到处都有生物的存在。生物的生命活动及其分泌的物质对岩石所引起的破坏作用，称为生物风化作用。
2.母岩风化的阶段性
造岩矿物因化学性质和物理性质不同，在风化过程中具有明显的阶段性。根据元素从风化带中析出的顺序，将结晶岩的风化过程分成四个阶段（曾允孚等，1996），不同阶段有其独特的风化产物。
下面以玄武岩为例予以说明母岩风化的阶段性。
（1）碎屑阶段
以物理风化为主，风化产物主要为岩屑或矿物碎屑。
（2）饱和硅铝阶段
岩石中所有氯化物和硫盐将全部溶解，cl－和 全部被带出。然后在o2、co2和h2o的共同作用下，铝硅酸盐和硅酸盐矿物开始分解，游离出k＋、na＋、ca＋、mg2＋，使介质呈碱性或中性。这个阶段形成的粘土矿物有蒙脱石、水云母以及绿泥石等。同时，碱性条件下难溶的碳酸钙开始堆积。
（3）酸性硅铝阶段
碱金属和碱土金属大量被溶解，sio2逐步游离出来。随着有机质分解形成大量有机酸和co2使介质变为酸性，使上阶段形成的矿物（如蒙脱石）发生分解，形成高岭石矿物。通常将达到这一阶段的风化作用称为粘土型风化作用。
（4）铝铁土阶段
这是风化的最后阶段。在此阶段铝硅酸盐矿物被彻底分解，碱和碱土金属全部游离出来，加上有机酸被地表水淋走或冲淡，使介质又呈碱性或中性，sio2大量流失。此时全部可移动的元素都已被带走，主要剩下铁和铝的氧化物及部分二氧化硅，在原地形成水铝石、褐铁矿、针铁矿、赤铁矿及蛋白石的堆积。由于它是一种红色疏松的铁质或铝质土壤，所以也称红土。达到以上阶段的风化作用通常为红土型风化作用。
3.母岩风化的产物
（1）碎屑物质
这是母岩机械破碎的产物，如石英砂、云母碎片、锆石等。这类物质包括未遭受分解的矿物碎屑（图7－2）和岩石碎屑。
图7－2 母岩风化产生的矿物碎屑
（2）不溶残积物
这是母岩在分解过程中新生成的不溶物质，如粘土矿物和氧化铁等，但以粘土矿物为主。
（3）溶解物质
这部分物质成为溶解状态被带走，例如k2o、na2o、cao、mgo等。
母岩风化产物是沉积岩最主要的物质来源。这三类风化产物也就构成了最常见的三类沉积岩的基本物质：碎屑物质是陆源碎屑岩（砾岩、砂岩、粉砂岩）的主要成分；不溶残积物中粘土矿物是陆源沉积岩中的泥质岩的主要成分；溶解物质则构成了化学和生物化学岩（内源沉积岩）的主要成分。
4.沉积物的其他来源
除了母岩的风化产物之外，沉积物其客观存在来源有：
（1）生物成因的沉积物
自然界生物死亡后遗体可在原地堆积，也可搬运到沉积盆地中沉积下来，成为沉积岩的一部分。生物遗体包括两部分：一是无机成分为主的生物残骸，即动物的外壳和骨骼、藻类、植物的钙化遗体，属生物的硬体部分，常保存为化石或生物碎片，其成分多为碳酸盐、磷酸盐和硅质；二是有机生物残体，即植物体和动物的软体部分，主要是c、h、o、s、n、p等元素组成的碳氢化合物，一般叫有机质，它们除部分转化为石油、天然气、油页岩、煤等之外，大量呈分散状态存在于沉积岩中。
（2）深部来源的沉积物
由于火山爆发作用带到地表或水下的火山碎屑物，可直接堆积成火山碎屑岩，可以混入正常碎屑沉积岩中。沿深断裂流出地表或注入地下的热卤水、温泉、热气液等，对形成某些岩石和矿床也有重要意义。
（3）宇宙来源的沉积物
从宇宙空间落到地球上的陨石及其尘埃，大小悬殊，从几十克以至数十吨或更大。
二、沉积物的搬运和沉积作用
地表母岩风化作用的产物，除少量残留原地外，绝大部分被搬运至沉积区沉积下来对沉积物进行搬运和沉积的介质主要是水、大气，其次为冰川、生物等。
使风化沉积物发生搬运和沉积的地质营力主要是流水和风，其次为冰川、生物等。
1.有关流体力学的一些基本概念
自然界的物质按其凝聚态，可分为固体、液体和气体，其中液体和气体可形成流体。
（1）载荷
流体中除流体本身之外所包括的全部物质称为载荷。水流中常见的载荷为各种碎屑物质和溶解物质。流体搬运载荷的能力称为载荷力，它与水流量关系密切。水流量越大，载荷力越大。
（2）牵引流与重力流
牵引流 由流体的流动来携带载荷移动的流体称为牵引流。如河流、波浪、海流、潮汐流等。
重力流 流体与悬浮物质形成的高密度混合体，它的流动主要是由作用于高密度固态物质上的重力所引起的。如泥石流、浊流等。
（3）缓流、急流与福劳德数
缓流 在流水流动中某些地方水面宽阔，流速低，水势平稳，遇到石块等障碍物时，上游水面壅高，随后障碍物上水面跌落，这种水流称为缓流。
急流 在流水活动中某些地方水面狭窄，流速大，水流湍急，遇到石块等障碍物时一涌而过，障碍物上水面升高，而上游水面不受影响，这种水流称为急流。
福劳德数 流体的惯性力和重力的比值反映了急流与缓流的物理意义，该比值为一常数，即福劳德数（fr）。
利用福劳德数（福氏值）可以判别缓流与急流：
a.当水的惯性力等于重力时，亦即fr＝1，水流为临界流。
b.当惯性力小于重力，即fr＜1时，水流为缓流，代表流速小、水势平稳的水流状态，称为临界下的流动状态，又称下部水流动态，或低流态。
c.当水的惯性力大于重力，即fr＞1时，水流为急流，代表流速大、水流湍急的流动状态，称为超临界流动状态，又称上部水流动态，或高流态。
（4）层流、紊流与雷诺数
层流 在流体流动中，流体质点作平行态流动、互不干扰的流体。
紊流 在流体流动中，流体质点流动不规则、互相干扰的流体。
雷诺数 流体的惯性力与黏滞力的比值反映了层流与紊流的物理意义，该比值为一常数，称为雷诺数（re），雷诺数是层流与紊流的判别依据。
在水管试验中，当re＞2000时，层流变为紊流。在自然界的渠流中，re的临界值大约为500（曾允孚等，1996）。
2.牵引流的机械搬运与沉积作用
牵引流和重力流是自然界中沉积物搬运和沉积的两种基本类型。牵引流不但可以搬运碎屑物质，而且可以搬运溶解物质。重力流则以机械搬运与沉积占绝对优势。
（1）碎屑物质在流水中的搬运与沉积作用
碎屑物质在流水中可分为以下几种方式搬运（图7－3）：
图7－3 黄河的搬运作用
滑动 当颗粒受到的推力比较大，颗粒以滑动的方式开始向前移动。
滚动 当正面推力和上举力产生的倾覆力矩大于有效重力产生的抵抗力矩时，前缘的颗粒围绕着后一颗粒的接触点而滚动。
跳跃 当颗粒滚动到适当位置时，由于颗粒表面的流线曲度加大，顶部颗粒的流速增大，压力相应减少，当上举力大于有效重力时，颗粒将从床面上跳起来，离开床面达到某个高度，并在正面推力作用下向前推进一个距离，以后由于上举力减小，又重新落至床面。此后或停止运动，或再次跳起，间歇进行。
悬移 悬移搬运主要是发生在紊流中，颗粒在水中悬浮，紊流的最终结果应是使水体中悬浮物质均匀化，但因重力影响总是由下往上减少。
碎屑物在搬运过程中由于水流速度减小，当碎屑颗粒的沉降速度大于平均流速的一定值时，颗粒发生沉积。
碎屑颗粒在静水中下沉时，由于重力作用，开始时具有一定的加速度，随着下沉速度的增加，水流对颗粒的阻力增大，当阻力与有效重力恰好相等，则颗粒以等速的方式下沉，碎屑颗粒在静水中等速下沉时的速度称为沉速。
碎屑颗粒的沉速主要与颗粒的粒度、相对密度、形状和水介质的性质等有关。
（2）碎屑物质在空气中的搬运和沉积作用
风是碎屑物质在空气中搬运和沉积的主要营力，风的搬运及沉积作用有以下特点：
a.风的搬运能力远比水小。在一般情况下，风只能搬运较细粒的碎屑物质。
b.风成沉积的粒度分选较好。
c.较粗的风成沉积物（如砂、砾石等）的磨圆度都比较好，而且常具霜状表面。
在常见地面风条件下，三种搬运方式中以跳跃为主，其次蠕动，而悬浮很少（曾允孚等，1996）。随着风速的变化三种搬运方式可相互转化，其中细砂跳动得最为活跃，风速愈大，碎屑弹跳得就愈远。空气中的悬移载荷可作长距离搬运，在距来源地很远在陆地或海洋中沉积下来；推移载荷则多半在来源地（沙漠或海滩）附近堆积下来，其最主要的堆积形式是沙丘。
3.沉积物重力流的机械搬运与沉积作用
沉积物重力流是一种在重力作用下发生流动的、弥散大量沉积物的高密度流体。沉积物重力流因其密度较高，通常是在其他流体的底部沿斜坡向下流动，到沉积盆地深处堆积下来。
沉积物重力流可以分为大气沉积物重力流和水下沉积物重力流两大类。大气沉积物重力流是指与大气相接触的沉积物，与水或气体相混合的高密度流体。据弗雷德曼（g.m.friedman，1978）等资料，大气重力流包括岩块崩塌流、碎屑流、热气底浪和热灰云（火山灰流）。水下沉积物重力流是指在水体底部流动的沉积物与水混合的高密度流体（曾允孚等，1996）。米德尔顿和汉普顿（1973）根据碎屑支撑机理，即碎屑呈悬浮状态的机理，将水下沉积物重力流分为碎屑流或泥石流、颗粒流、液化沉积物流和浊流。
a.碎屑流是指砾、砂、泥与水相互混杂的高密度流体，具有一定屈服强度，泥质支撑，颗粒在泥质中呈“漂浮”状态。碎屑流密度大，泥质含量高，搬运能力很强。
b.颗粒流是指砂粒和少量水组成的混合高密度流体，颗粒之间无凝聚力。在流动中颗粒相互碰撞产生的分散应力支撑碎屑颗粒，可以搬运较大的碎屑。
c.液化沉积物流是指颗粒受到超孔隙压力影响而彼此分离悬浮在流体中形成的高密度流体，超孔隙压力超过静水压力。在一般情况下砂质沉积物之间孔隙发育，当超孔隙压力形成后，颗粒间流体向上运动，从而使颗粒支撑起来。
d.浊流是指沉积物与水组成的、在紊流支撑下形成的高密度流体，在重力作用下沿着水体底部呈急流的形式沿水下斜坡流动。浊流的形成过程可分为四个阶段（曾允孚等，1996）：
物质准备阶段 即三角洲阶段，是指在河口地区，河流携带来大量碎屑物，形成三角洲，为浊流的形成提供了物质基础。
滑动阶段 指在地震、断层活动等外界因素作用下，发生滑动、滑塌作用，滑动速度渐大，碎屑物质与水体开始混合。
流动阶段 指滑动物质与水体混合，但还未完全混合，开始发生流动，粗粒物质向前方头部集中。
浊流阶段 指碎屑物质与水体完全混合，粗粒物质大量集中到前方头部，形成悬浮状态的高密度浊流。
4.冰的搬运与沉积作用
在高山地区和两极地区，搬运碎屑物质的主要地质营力是冰川。冰川将沿途刨蚀下的碎石、泥砂冻结在冰中，随着冰川的流动而运动；等冰川融化后，它们就沉积下来成为冰川积物。
5.溶解物质的搬运与沉积作用
溶解物质可以呈胶体溶液或真溶液状态被搬运。al、fe、mn、si的氧化物难溶于水，常呈胶体溶液搬运；而ca、na、mg的盐类则常呈真溶液搬运。
（1）胶体溶液的搬运与沉积
低溶解度的金属氧化物、氢氧化物和硫化物常呈胶体溶液搬运。当胶体稳定的条件发生变化，胶体溶液失去稳定性时，胶粒就会进一步凝聚成絮状物，受重力作用下沉，这种作用称为聚沉作用。
（2）真溶液的搬运和沉积
易溶于水的氯、硫、钙、钠、钾、镁等成分都呈离子状态存在于水中，呈真溶液搬运；有时铁、锰、铝和硅也可呈真溶液搬运。
影响真溶液搬运和沉淀的主要因素有溶解度、介质的酸碱度、介质的氧化—还原电位和温度与压力。在一定条件下，各种离子发生化学沉淀形成化学沉积。此外，某些元素也可通过离子吸附作用沉淀下来。
6.生物的搬运和沉积作用
生物的搬运能力较小，但生物的沉积作用非常重要（曾允孚等，1996）。
（1）生物遗体的堆积
在搬运的物质中，生物有机质被埋藏后经过演化可形成石油、天然气、煤以及油页岩等；无机生物骨骼直接堆积可形成岩石或矿床，如生物碎屑石灰岩等。
（2）生物引起的间接沉积
生物化学沉积作用在生物的生命活动或生物遗体的分解过程中，会导致介质的物理化学环境发生变化，从而促使某些溶解物质沉淀，称为生物化学沉积作用。例如，介质中co2含量增加可促使caco3沉积。
生物物理沉积作用在生物的生命活动过程中通过捕获或障积等各种作用导致沉积物发生沉积，即生物物理沉积作用。例如，植物障碍导致风砂的堆积，就是生物障积作用。
三、沉积物的成岩作用
沉积物沉积后，接着被后继沉积物覆盖，与原来的介质隔绝，并开始向沉积岩转化，沉积岩形成后继续发生变化，直到遭受变质作用，在这个阶段内，沉积物和沉积岩发生的各种变化和作用，统称为成岩作用（曾允孚等，1996）。
成岩作用可以分为若干阶段，标志矿物的转化如粘土矿物、沸石和硅质矿物的转化、镜质体反射率、牙形刺颜色等，都可作为成岩阶段的划分标志。
目前，成岩作用研究已发展为地质学的一门新兴分支学科，加强这方面的研究工作，不仅具有理论意义，而且可以指导煤、石油、天然气等有机矿产和铜、铅、锌汞、铀、菱铁矿等层控矿床的勘探和开发。
（一）成岩阶段划分方案
根据不同的划分依据和成岩作用标志，不同学者提出了各不相同的划分方案。
1.曾允孚等（1996）的成岩阶段划分方案
（1）同生作用阶段
同生作用是指沉积物沉积下来后与沉积介质还保持着联系，沉积物表层与底层水之间所发生的一系列作用和反应。这种作用的特点往往与底层水的性质有关，而底层水的性质则与沉积盆地的循环状况、沉积速率关系密切。当盆地水循环良好，底部氧气充足则发育喜氧细菌，导致沉积物中有机质的分解产生co2，ph值降低。在循环很差的盆地中，水处于停滞状态，沉积物中有机质为厌氧细菌的作用，造成泥质沉积物呈暗色，水平层理保存完好，呈微—薄层状。
同生作用带的深度下界，从沉积物表面向下延伸，一般不超过几十厘米。同生作用发生于海洋沉积时，称海解作用；同生作用发生于大陆淡水沉积时，则称陆解作用。海解作用阶段的代表性新生矿物是海绿石、钙十字沸石和沸石以及结核型的铁、锰质矿物，新生物质沿层理分布。
（2）成岩作用阶段
成岩作用是指松散沉积物脱离沉积环境而被固结成岩石期间所发生的作用。
成岩作用分布的深度，其下界相当于细菌作用消失的深度，此带的厚度一般为100～300m，此带厚度最大可达500～1000m。
成岩作用主要特点是以本层物质的迁移产生重新分配组合为主，没有或很少有外来物质参加；温度不高，压力不大；主要发生于碱性还原条件。自生矿物颗粒不大，新生矿物集合体的分布受层理控制，可穿过层理，但不穿过层面。
成岩作用阶段的代表性矿物为莓球状黄铁矿、菱铁矿等。
（3）后生作用阶段
后生作用是指在成岩作用之后较高的温度、压力以及外来（本层以外）物质加入的条件下发生的作用。在后生作用阶段可出现大量裂隙，它有助于水溶液的流动。后生作用的介质为碱性至弱碱性及弱还原，或近于中性的氧化—还原条件。
后生作用带的上界，总的来说是成岩作用的下界所决定，后生作用带的下界可达一万米，温度可达300～350℃，压力达（2.5～3）×108pa。
后生作用阶段因温度、压力高，作用时间长，所形成的矿物晶体也较粗大。新生矿物分布也不受原生的层理控制，既可穿过层理也可穿过层面。最常见的现象是交代、重结晶、次生加大等。代表性矿物有自生石英、自生长石等。在此阶段也可形成具有工业价值的矿床，如煤、石油、天然气、石棉、水晶、萤石等各种矿床。
（4）表生作用阶段
表生作用是指沉积岩抬升到近地壳，在潜水面以下常温常压条件下，在渗透水和浅部地下水（包括上升水）的影响下所发生的变化。
当岩层向上抬升时，由于来自大气水的地下水常富含o2和co2，常出现氧化作用，ph值降低，使岩石产生次生氧化矿物，硅质矿物及硫酸盐矿物等。在适当的条件下，可成为多金属硫化物矿床的重要源泉。
表生作用主要表现为溶蚀、充填、交代以及某些物质的次生富集以至成矿的作用。
2.施密特（1979）的成岩阶段划分方案
（1）早成岩阶段
在早成岩阶段岩石疏松，原生孔隙发育，有机质未成熟，镜煤反射率低，自生粘土矿物主要为蒙脱石。这一时期未受压实作用影响。
（2）中成岩阶段
在中成岩阶段岩石逐渐由疏松变为致密。
未成熟期 这一阶段主要发生压实作用，泥岩的原始孔隙度由70％减少到30％，镜煤反射率ro＜0.2，自生粘土矿物主要为蒙脱石，伊蒙混层（i/s）中蒙脱石的含量超过70％。
半成熟期 这一阶段主要发生压溶作用，岩石的原生孔隙大量减少。这一阶段产生少量次生溶蚀孔隙，但不易保存。镜煤反射率ro为0.2～0.6，伊蒙混层（i/s）中蒙脱石的含量为70％～35％。
成熟期 成熟期分为早、晚两个时期，主要发生压溶、溶解和交代作用。这一时期可产生大量的次生溶蚀孔隙，在适当条件下可以保存下来。镜煤反射率ro为0.6～1.3，伊蒙混层（i/s）中蒙脱石的含量为15％～35％。
超成熟期在超成熟期原生孔隙与次生孔隙都达到不同压缩的程度。镜煤反射率ro为1.3～2.5，蒙脱石消失，岩石变得致密，孔隙很小，裂缝可发育，粘土矿物为伊利石和绿泥石。
（3）晚成岩阶段
相当于曾允孚（1996）的成岩阶段划分的表生成岩作用阶段。
3.我国目前石油行业的碎屑岩成岩阶段划分方案（sy/t5477—2003）
由于成岩作用强度与镜质体反射率、粘土矿物、孢粉颜色、石英次生加大程度及自生矿物组合有密切关系，因此根据岩石学、古温度、有机质成熟度和其他特征，碎屑岩成岩阶段可划分为同生成岩阶段、早成岩阶段、中成岩阶段、晚成岩阶段和表生成岩阶段，其中早成岩阶段划分为早成岩a期和b期、中成岩阶段划分为中成岩a期和b期（表7－1）。
（二）沉积期后阶段的主要成岩作用
沉积物在埋藏期后固结成岩的过程中，主要成岩作用有压实作用、压溶作用、胶结作用、重结晶作用、溶蚀作用、交代作用等（曾允孚等，1996）。
1.压实作用
压实作用是指沉积物在上覆水体和沉积物负荷压力下，不断排出水分，体积缩小，孔隙度降低的过程。随着孔隙度的降低，相应也将引起沉积层渗透率的降低和塑性颗粒组分的变形（图7－4）。
图7－4 黑云母经过压实作用后的变形现象
2.压溶作用
在压力作用下沉积物或沉积岩内发生的溶解作用称为压溶作用。压溶作用将引起颗粒接触处的晶格形变和溶解、碎屑岩及碳酸盐岩中的碎屑或颗粒呈凹凸接触，形成压入坑，甚至呈缝合状接触。例如沉积岩中的缝合线构造，石英砂岩中的某些石英次生加大边等也属压溶作用产物。
3.胶结作用
胶结作用是指从孔隙溶液中沉淀出矿物质将松散的沉积物颗粒粘结成坚硬岩石的过程。常见的胶结物为方解石（图7－5）和石英，其他还有白云石、菱铁矿、赤铁矿、针铁矿、玉髓、蛋白石、自生长石、沸石、硬石膏、重晶石、天青石、盐类矿物及自生粘土矿物等。
4.固结作用
固结作用则是泛指松散沉积物固结转变为岩石的过程，它是通过胶结作用、压实作用、压溶作用、生物的粘结作用等共同完成的。
表7－1 淡水—半咸水水介质碎屑岩成岩阶段划分标志
注: 1. 因地壳构造运动,在地质历史过程中有可能在早成岩阶段、 中成岩阶段或晚成岩阶段的任何时期出现表生成岩阶段, 也可能不出现表生成岩阶段, 各地区视具体情况而定。
2. “------” 表示少量或可能出现的成岩标志。
(据石油行业标准sy/t 5477—2003碎屑岩成岩阶段划分)
5.重结晶作用
重结晶作用指矿物组分以溶解—再沉淀或固体扩散等方式，使得细小晶粒集结成粗大晶粒的过程，其主要特征是小晶体重新组合和结晶成大晶体。重结晶的晶体内常具原成分的包裹物等残留物，这是鉴别重结晶的重要标志。
6.矿物的多相转变作用
矿物的多相转变是广义的重结晶作用，是指当一种矿物相转变为另一种更稳定的矿物相时，只有晶格的形状及大小发生变化，化学成分不发生变化。例如，隐晶质高岭石转变为粗晶高岭石（图7－6）。
图7－5 方解石的胶结作用
图7－6 多相转变作用形成的粗晶高岭石
7.交代作用
交代作用是指在沉积成岩演化过程中，沉积物（岩）中某种矿物被化学成分不同的另一种矿物所取代的现象。最常见的如石灰岩或灰泥被白云石交代的白云石化作用，可形成白云岩和白云质石灰岩。石灰岩也可以被sio2，交代，即硅化作用，常形成燧石层。
图7－7 长石的溶解作用
8.溶解作用
溶解作用是在一定条件下矿物部分或全部发生溶解的过程。例如，在酸性介质中，方解石、长石等矿物发生溶解作用（图7－7）。
9.自生矿物的形成
沉积期后各阶段常见的自生矿物有海绿石、沸石类、粘土矿物（图7－8）、自生长石、自生石英矿物（图7－9）、石英次生加大（图7－10）、黄铁矿、碳酸盐矿物以及其他矿物。自生矿物的组合可作为成岩阶段划分的重要标志。
在曾允孚（1996）的成岩阶段划分方案中，不同成岩阶段的标志性矿物组合为：
同生阶段 同生阶段的标志性矿物为海绿石、沸石、隐晶碳酸盐矿物。
成岩阶段 成岩阶段的标志性矿物为莓球状黄铁矿、菱铁矿、亮晶方解石和白云石、鲕绿泥石、粘土矿物的自生与转变。
后生阶段 后生阶段的标志性矿物为次生石英、长石及其加大边、自生电气石、重晶石、十字石、石榴子石、粘土矿物的转变。
图7－8 砂岩中的自生高岭石粘土矿物
图7－9 充填铸模孔的自生石英
图7－10 自生绿泥石和石英颗粒上的次生加大边
9、常见沉积岩
1.陆源碎屑岩类
这一类岩石是由母岩风化和剥蚀作用的碎屑物质所形成的岩石，具碎屑结构。根据粒度分为砾岩、砂岩、粉砂岩。
砾岩、角砾岩 直径在2mm以上的碎屑(含量大于50%)组成的岩石。砾石为圆形或次圆形者为砾岩，砾石为棱角形或半棱角形者为角砾岩。根据砾石成分进一步定名。如砾石主要为石英者，称为石英砾岩(角砾岩)；砾石成分复杂时称为复成分砾岩(角砾岩)。
砂岩 由2～0.05mm的碎屑(含量大于50%)胶结而成的岩石。碎屑成分主要为石英、长石、岩屑或生物碎屑。按照碎屑粒径大小可分为粗粒砂岩(2～0.5mm)，中粒砂岩(0.5～0.25mm)，细粒砂岩(0.25～0.05mm)。砂岩的进一步定名应根据颜色、碎屑成分、胶结物或基质成分、碎屑粒径综合考虑。如岩石颜色为灰白色，碎屑主要是石英，其次为长石，胶结物为caco3，粗粒碎屑，则定名为灰白色钙质长石石英粗砂岩；岩石中碎屑主要为石英，其次为岩屑，基质为粘土质，粗粒碎屑，则定名为灰白色粘土质岩屑石英粗砂岩。在野外多数情况下，胶结物或基质成分肉眼难以确定，可根据碎屑特征定名，如称为紫红色长石细砂岩，灰白色岩屑石英细砂岩等。当碎屑成分与胶结物成分肉眼都难以判别时，也可以仅根据颜色命名，如紫红色砂岩、灰绿色砂岩、灰黑色砂岩等。
粉砂岩 由0.05～0.005mm的碎屑胶结而成的岩石。碎屑成分以石英为主，次为长石，并有较多的云母和粘土类矿物，胶结物以铁质、钙质、粘土质为主。其进一步定名的原则与砂岩相同，但一般着重考虑其颜色与胶结物成分。
2.泥质岩类
泥质岩是由粘土矿物组成并常具有泥质结构(粒径＜0.005mm)之岩石。粘土矿物主要来源于母岩的风化产物，即陆源碎屑粘土矿物。主要矿物有高岭石、水云母、蒙脱石等，结晶微小(0.001～0.002mm)，多呈片状、板状、纤维状等。除了粘土矿物外，泥质岩中可以混有不等量的粉砂、细砂以及caco3、sio2、fe2o3·nh2o等化学沉淀物，有时含有机质。
泥质岩在沉积岩中分布最广。性软，抗风化能力弱，在地形上常表现为低山低谷。按固结程度分为：①页岩，固结较好，具薄层状页理构造，往往致密不透水，常保存有良好的动植物化石；②泥岩，固结中等，中厚层状、致密、页理不发育；③粘土，固结较差，细腻质软，颜色浅淡为主，典型代表有高岭土、膨润土等。
泥质岩常含有一定量的混入物，可有各种颜色：含有机质者呈黑色，含氧化铁者呈红色，含绿泥石、海绿石等呈绿色，是泥质岩描述、命名和恢复古环境的依据之一。如紫红色铁质页岩、黑色炭质页岩、黄褐色钙质泥岩、灰白色粘土等。
3.碳酸盐岩类
这类岩石是由方解石和白云石等碳酸盐矿物组成的沉积岩。成分常较单一，具有结晶粒状结构、隐晶质结构、鲕状结构、豆状结构或具有生物结构、生物碎屑结构等。主要岩石类型为石灰岩与白云岩。
石灰岩 主要由方解石矿物组成。颜色常为灰色、灰黑色或灰白色；性脆，硬度小于小刀；滴盐酸剧烈起泡。由于石灰岩易溶，在石灰岩发育地区常形成石林、溶洞等喀斯特地貌。根据结构和成因分为：化学石灰岩、结晶灰岩、生物碎屑灰岩(礁灰岩)、鲕状灰岩、竹叶状灰岩(砾屑灰岩)。石灰岩是生产石灰、水泥的主要原料。
白云岩 主要由白云石矿物组成。颜色常为浅灰色、灰白色，少数为深灰色；硬度较石灰岩略大，遇稀盐酸不起泡或微弱起泡；岩石风化面上常具刀砍状溶沟。按结构分为：碎屑白云岩、微晶白云岩、结晶白云岩等。按成因可分为：原生白云岩、交代白云岩(或次生白云岩)等。原生白云岩是在干热气候条件下的咸水湖、海环境的产物，具有一定的指相意义。
石灰岩与白云岩的化学成分相近，形成条件有密切联系，因而在石灰岩和白云岩之间，因方解石、白云石二者含量比例不同，可有多种过渡岩石：石灰岩—含白云质灰岩—白云质灰岩—灰质白云岩—含灰质白云岩—白云岩等。二者之间鉴别要点是：遇冷的稀盐酸后，前者起泡较强烈，后者微弱起泡。
10、沉积岩是怎样形成的
风化的岩石颗粒，经大气、水流，到一定地点沉积下来，受到高压的成岩作用，逐渐形成岩石。沉积岩保留了许多地球的历史信息，包括有古代动植物化石，沉积岩的层理有地球气候环境变化的信息。
风化侵蚀：在河流上、中游两岸的大岩石，经年累月被侵蚀、风化或直接被河水切割后，逐渐崩解成碎块或更小的沙、泥碎屑。
搬运：崩解、被切割下来的岩石碎屑，被河水从上游往下游搬移。
堆积：河流的流速向下游逐渐减缓，搬运能力也越来越小，因此，河中岩石碎屑便一路沉积下来。由上游、下游到海底，分别是“砾石层”、“砂层”、“泥层”。此外，由珊瑚、藻类等生物所堆积形成的，便是“珊瑚礁石层”。
压密：由于新的层积物不断堆压在旧的上面，时间一久，底下的沉积物便会被压得紧密结实。
胶结：密实的沉积物依然有许多孔隙。当地下水流经这些孔隙，带来的矿物质将孔隙一一填满，同时将岩石碎屑颗粒紧紧胶黏再一起。
(10)沉积岩扩展资料：
层理构造是由沉积物的成分或粒径大小的结构沿垂直于沉积物表面（层面）方向及侧向延伸变化而显示出来的一种层状构造。层理构造是与岩浆岩、变质岩区别的重要标志。常见的有：
水平层理：由一系列与层面平行的细层组成的层理；一般形成于平静的或微弱流动的水环境中。
斜理层理：由一系列与层面斜交的细层组成的层理；一般是在单向水流（或风）的作用下形成的，常见于河床沉积物中。
交错层理：有些斜层理与原来生成的斜层理呈一定角度相交，相互交错（切蚀）而形成的。
递变层理：同一层内碎屑颗粒粒径向上逐渐变细；它的形成常常是因沉积作用发生在运动的水介质中，其动力由强逐渐减弱。