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我买了600601一个月了。方正可把我熬惨了。但公司的基本面不错。据我研究，从短期看;该股近期调整快结束了,多条均线粘合。面临拉升，目标10元以下。从长期看;公司是180指数板,期货备战首选品种之一,公司是国家重点扶助对象之一,从基金持仓中可证明,有中国银行,工商银行持仓身影,需要钱必须大银行支持。中线持有,会有好回报.短线高手10元抛。欢迎你购入方正科技。不少朋友都跑了，我估计该涨了。

我国沪深股市发展至今已有上千只A股，经过十年的风风雨雨，投资者已日渐成熟，从早期个股的普涨普跌发展到现在，已经彻底告别了齐涨齐跌时代。从近两年的行情分析，每次上扬行情中涨升的个股所占比例不过1/2左右，而走势超过大盘的个股更是稀少，很多人即使判断对了大势，却由于选股的偏差，仍然无法获取盈利，可见选股对于投资者的重要。第一节 选股的基本策略如何正确地选择股票，100多年来人们创造出各种方法，多得使人感觉目不暇接，但是不论有多少变化，可以归纳为基本的几种投资策略。一、 价值发现：是华尔街最传统的投资方法，近几年来也被我国投资者所认同，价值发现方法的基本思路，是运用市盈率、市净率等一些基本指标来发现价值被低估的个股。该方法由于要求分析人具有相当的专业知识，对于非专业投资者具有一定的困难。该方法的理论基础是价格总会向价值回归。二、 选择高成长股：该方法近年来在国内外越来越流行。它关注的是公司未来利润的高增长，而市盈率等传统价值判断标准则显得不那么重要了。采用这一价值取向选股，人们最倾心的是高科技股。三、 技术分析选股：技术分析是基于以下三大假设：(1) 市场行为涵盖一切信息；(2)价格沿趋势变动；(3) 历史会重演。在上述假设前提下，以技术分析方法进行选股，通常一般不必过多关注公司的经营、财务状况等基本面情况，而是运用技术分析理论或技术分析指标，通过对图表的分析来进行选股。该方法的基础是股票的价格波动性，即不管股票的价值是多少，股票价格总是存在周期性的波动，技术分析选股就是从中寻找超跌个股，捕捉获利机会。四、 立足于大盘指数的投资组合（指数基金）：随着股票家数的增加，许多人发现，也许可以准确判断大势，但是要选对股票可就太困难了，要想获取超过平均的收益也越来越困难，往往花费大量的人力物力，取得的效果也就和大盘差不多、甚至还差，与其这样，不如不作任何分析选股，而是完全参照指数的构成做一个投资组合，至少可以取得和大盘同步的投资收益。如果有一个与大盘一致的指数基金，投资者就不需要选股，只需在看好股市的时候买入该基金、在看空股市的时候卖出。由于我国还没有出现指数基金，投资者无法按此策略投资，但是对该方法的思想可以有借鉴作用。上述策略，主要是以两大证券投资基本分析方法为基础，即基本分析和技术分析。由上述的基本选股策略，可以衍生出各种选股方法，另外随着市场走势和市场热点不同，在股市发展的不同阶段，也会有不同的选股策略和方法。此外，不同的人也会创造出各人独特的选股方法和选股技巧。 zx0430 04-9-5 12:06 第二节 基本分析选股基本分析选股，即对拟投资公司的基本情况进行分析，包括公司的经营情况、管理情况、财务状况及未来发展前景等，由研究公司的内在价值入手，确定公司股票的合理价格，进而通过比较市场价位与合理定价的差别来确定是否购买该公司股票。一． 公司所处行业和发展周期任何公司的发展水平和发展的速度与其所处行业密切相关。一般来说，任何行业都有其自身的产生、发展和衰落的生命周期，人们把行业的生命周期分为初创期、成长期、稳定期、衰退期四个阶段，不同行业经历这四个阶段的时间长短不一。一般在初创期，盈利少、风险大，因而股价较低；成长期利润大增，风险有所降低但仍然较高，行业总体股价水平上升，个股股价波动幅度较大；成熟期盈利相对稳定但增幅降低，风险较小，股价比较平稳；衰退期的行业通常称朝阳行业，盈利减少、风险较大、财务状况逐渐恶化，股价呈跌势。因此公司的股价与所处行业存在一定的关联。通常人们在选则个股时，要考虑到行业因素的影响，尽量选择高成长行业的个股，而避免选择夕阳行业的个股。例如我国的通信行业，近年来以每年30％以上的速度发展，行业发展速度远远高于我国经济增长速度，是典型的朝阳行业，通信类的上市公司在股市中倍受青睐，其市场定位通常较高，往往成为股市中的高价贵族股。另外象生物工程行业、电子信息行业的个股，源于行业的高成长性和未来的光明前景也都受到热烈追捧。上市公司的股价，更多地是受到其自身发展水平和盈利能力的影响。任何一家公司，与行业发展周期相仿，也存在自己的生命周期，同样也可以划分为初创期、成长期、稳定期和衰退期。以家电行业的四川长虹为例，从初创到打出自己的知名品牌，之后经历了11年的高速成长期，目前已进入成熟期，它的股价，也在几年中经历了十余倍的狂飚后稳定下来。又如沪市中的大盘股新钢矾，虽然属于被认为是夕阳行业的钢铁行业，但是由于自身良好的经营和管理水平，98年实现了净利润增长超过100％的骄人业绩，说明夕阳行业中照样可以出现朝阳企业。以上事实表明，行业发展周期和公司自身的发展周期有时可能差别很大，投资者在选股时既要考虑行业周期，又要具体问题具体分析。在我国，由于公司的一般规模较小，抗风险能力较弱，企业的短期经营思想比较浓厚，要想获得长期持续稳定的发展难度较大 ，上市公司中往往昙花一现者较多，这从某种程度上增大了选股的难度。二． 公司竞争地位和经营管理情况分析市场经济的规律是优胜劣汰，无竞争优势的企业，注定要随着时间的推移逐渐萎缩及至消亡，只有确立了竞争优势，并且不断地通过技术更新、开发新产品等各种措施来保持这种优势，公司才能长期存在，公司的股票才具有长期投资价值。决定一家公司竞争地位的首要因素是公司的技术水平，其次是公司的管理水平，另外市场开拓能力和市场占有率、规模效益和项目储备及新产品开发能力也是决定公司竞争能力的重要方面。对公司的竞争地位进行分析，可以使我们对公司的未来发展情况有一个感性的认识。除此之外，我们还要对公司的经营管理情况进行分析，主要从以下几个方面入手：管理人员素质和能力、企业经营效率、内部管理制度、人才的合理使用等。通过对公司竞争地位和经营管理情况的分析，我们可以对公司基本素质有比较深入的了解，这一切对投资者的投资决策很有帮助。三． 公司财务分析如果说，对公司的竞争地位和经营管理情况进行的分析，主要是定性分析，那么对公司财务报表进行的财务分析则是对公司情况的定量分析。本书在第五章中已对详细介绍了公司财务分析的方法，此处就不再重复。四． 公司未来发展前景和利润预测投资者可以综合分析公司各方面情况，对公司的未来发展前景作一基本估计，分析方法主要从上面介绍的几方面加以考虑。另外还可通过对公司的产品产量、成本、利润率、各项费用等各因素的分析，预测公司下一期或几期的利润，以便为公司的内在价值作一定量估计。这项工作由于专业性较强，一般由专业分析师进行。普通投资者虽然对利润预测难度较大，仍然可以根据自己掌握的信息作一大概的估计，对于选股的投资决策不无裨益。五．发现公司已存在或潜在的重大问题在选股时，除对公司其它各方面情况进行详细分析外，我们还必须通过对公司年报、中报以及其它各类披露信息的分析，发现公司存在的或潜在的重大问题，及时调整投资策略，回避风险。由于各家公司所处行业、发展周期、经营环境、地域等各不相同，存在的问题也会各不相同，我们必须针对每家的情况作具体的分析，没有一个固定的分析模式，但是一般发生的重大问题容易出现在以下几方面：1． 公司生产经营存在极大问题，甚至难以持续经营公司生产经营发生极大问题，持续经营都难以维持，甚至资不抵债，濒临破产和倒闭的边缘。2． 公司发生重大诉讼案件由于债务或担保连带责任等，公司发生重大诉讼案件，涉及金额巨大，一旦债务成立并限期偿还，将严重影响公司利润、对生产经营将产生重大影响，对公司信誉也可能受到很大损害。更为严重的公司还可能面临破产危险。3．投资项目失败 ，公司遭受重大损失公司运用募股资金或债务资金，进行项目投资，由于事先估计不足、或投资环境发生重大变化、或产品销路发生变化、或技术上难以实现等各种原因，使得投资项目失败，公司遭受重大损失，对公司未来的盈利预测发生重大改变。4．从财务指标中发现重大问题从一些财务指标中可以发现公司存在的重大问题。(1) 应收帐款绝对值和增幅巨大，应收帐款周转率过低，说明公司在帐款回收上可能出现了较大问题；(2) 存货巨额增加、存货周转率下降，很可能公司产品销售发生问题，产品积压，这时最好再进一步分析是原材料增加还是产成品大幅增加；(3) 关联交易数额巨大，或者上市公司的母公司占用上市公司巨额资金，或者上市公司的销售额大部分来源于母公司，利润可能存在虚假，但是对待关联交易需认真分析，也许一切交易都是正常合法的；(4) 利润虚假，对此问题一般投资者很难发现，但是可以发现一些蛛丝马迹，例如净利润主要来源于非主营利润，或公司的经营环境未发生重大改变，某年的净利润却突然大幅增长等，随着我国证券法的实施及监管措施的俞加完善，这一困扰投资者的问题有望呈逐渐好转趋势。实例：琼民源（0508），96年公司业绩发生突变，净利润由95年的38万跃升至4.85亿元，每股收益高达0.87元。该股是96年和97年初的明星股，一年多时间里股价翻几番，以火箭般的速度一跃成为高价绩优股，一时该股跟风者众，许多股民以持有琼民源为时尚。然而细心的投资者会发现一些重大的可疑之处，该公司96年的主营业务利润仅39万元，而其它业务利润却高达4.41亿元，投资收益也有3015万元，这样一种收益结构不能不让人对该公司打上一个大问号。果然由于虚假利润等问题，该股自97年3月1日开始停牌，共计长达两年多的时间。该股的投资者所遭受的资金损失和心灵上的伤痛无疑是巨大的，而假如当初投资者将该公司列入问题公司行列，敬而远之，则结果将不会这般惨痛。（虽说最后政府介入圆满地解决了琼民源事件，对于中小投资者来说仍应引以为戒）总之，投资者对选择问题公司股票必须持慎之又慎的态度，最好是敬而远之，回避问题股应是运用基本分析方法所坚持的基本原则。六．结合市盈率指标选股运用基本分析方法，我们可以通过每股盈利、市盈率等指标，并综合考虑公司所在板块、股本大小、公司发展前景等因素，确定公司的合理价格，如果价格被低估，则可作为备选股票，择机买入。在此方法中，市盈率是最重要的参考指标，究竟市盈率处在什么位置比较合理，并没有一个绝对的标准，各个国家和地区的平均市盈率差距也很大，欧美国家股市平均市盈率经常保持在20倍左右，日本则在很长一段时间内高居60倍以上。近几年来，我国沪深股市的平均市盈率水平在30－50倍的范围内波动，一般来说，30倍左右是低风险区，50倍左右是高风险区。从投资价值的角度分析，假如我们把一年期的银行存款利率作为无风险收益率，那么在股市中高于这一收益率的收益水平就是我们可以接受的，例如我们以目前的一年期银行存款利率3.78% 所对应的市盈率26.5倍，作为判断股票投资价值的标准，低于这一市盈率水平的股票，就可以认为价值被低估、具备了投资价值。然而如果仅从这一角度去考虑问题，我们必然要犯错误，因为市盈率受一些因素的影响巨大。首先，市盈率水平与公司所处行业密切相关。例如，生物医药行业作为高成长行业，其市场定位一直很高，动辄50－60倍的市盈率并不鲜见；97年的大牛股深科技，作为电子信息行业的龙头股，市盈率曾高达70倍；而曾极度不被人看好的钢铁板块个股，市盈率常常在10倍左右徘徊。其次，市盈率还受股本大小和股价高低的影响。一般说，股本越小的股票越受青睐，其市场定位和市盈率越高，有人将此成为小公司效应，美国的Baze 1981年最早研究了这种现象，他将纽约股票交易所的上市股票分为5类，发现最小一类的公司股票平均收益率要高出最大一类的股票平均收益率达 19.8%。据笔者的观察，我国的小公司效应更为明显，并且呈现不同的特点，由于非流通股的存在，市盈率更多地是与流通股的联系紧密。另外，偏爱低价股是我国股市的一大特色，股价越低，市盈率越高，有时每股收益才几分钱的股票，股价达到5、6元还被认为便宜，这一价值取向不能说是成熟市场的表现，但在目前，在判断市盈率的高低时，我们还必须考虑到这一因素的影响。此外，公司高成长与否，对市盈率有重大影响。俗话说，买股票就是买公司的未来，一个对未来有良好预期的个股，其股价自然就高。公司未来前景越好，成长性越高，市盈率水平就越高。那么如何衡量这一因素呢，我们在此引入动态市盈率的概念，从市盈率的公式可以看出，市盈率是股价与每股收益的比值，每股收益的变化，使市盈率向相反方向变化，由每股收益的不同，我们可以计算出3种市盈率，即市盈率Ⅰ，市盈率Ⅱ，市盈率Ⅲ。市盈率Ⅰ＝考察期股价 / 上年度每股收益市盈率Ⅱ＝考察期股价 / 中期每股收益 ×2市盈率Ⅲ＝考察期股价 / 预期本年每股收益市盈率Ⅰ是基于假设企业考察期每股收益与上年每股收益相同，而上年每股收益实际上不能真实地反映企业当前的实际经营情况和获利能力，因此该市盈率不能真实地反映实际市盈率水平，其作用也就大打折扣，例如一只市盈率Ⅰ为100倍的股票，若其利润增长1倍，则实际市盈率就降到50了，反之，一只市盈率Ⅰ仅20倍的股票，若其盈利能力大幅滑坡，则其市盈率就大大提高了。中期业绩公布后，许多人用市盈率Ⅱ来选择股票，缺陷也是明显的，公司上半年的收益不等于全年的收益，有时还差距很大。由于企业的未来每股收益较难预测，不确定因素太多，市盈率Ⅲ很可能与实际情况有很大出入，但是无论如何，它是人们经过综合分析公司的情况，得出的结论，具有很大参考价值。 3种市盈率虽然各有不足，毕竟是投资的重要依据，我们将3种市盈率结合起来考虑问题就会更加全面。从以上分析可以看出，市盈率受多种因素影响，因此要辩证地看待市盈率，而且应该把市盈率和成长性结合起来考虑。在成长性类似的企业中，应选择市盈率低的股票，若一个企业成长性良好，即使市盈率高些也还是可以介入。选择高成长股实例：中兴通讯中兴通讯是一家通信行业领域的企业，97.11月上市，上市后一直定位较高，股价在20几元徘徊。98年初公布97年度报告，每股收益0.46元。年报公布后该股并没有大幅下跌，仅最低调整至21元、市盈率45倍时，即开始一波上扬行情，股价最高升至37.88元，按97年业绩计算，市盈率高达80倍。其原因就是投资者对该公司的未来前景普遍看好，预测到它98年度会保持高速增长的势头。果然，随后公布的该股98年业绩为0.47元/股，98年度全年业绩在10送3扩股后还达到0.97元/股，公司净利润增长100％以上，至此该股的市盈率大幅下降。假如有一个投资者在97年初，经过对公司基本面情况的认真分析，认定该公司正处于高速发展阶段，98年利润增长有望达到100％，即98年度可望达到每股收益0.90元，当时的股价为21－24元，按97年业绩计，市盈率Ⅰ为45－－52倍，但是市盈率Ⅲ仅23－27倍，而当时市场上对高科技股的定位可达市盈率35－40倍，即预计该股的价格有可能达到36元，这时的股价与预计价格相差很大一段空间（50％左右），投资价值显现，即使预测有一定的偏差仍然不会导致亏损，市场风险较小，这时如果该投资者果断买入，在98年的最后一天卖出，可获利60％。 zx0430 04-9-5 12:07 第三节 技术分析选股在股市投资实战中，运用公司基本面情况选股的方法，主要适用于专业投资者，对广大中小投资者及利用业余时间炒股的股民，无论从时间、精力以及所要求的知识面和掌握的信息来说，都存在一定困难，因此该方法在广大中小股民中的应用具有局限性。而技术分析选股，由于其不需要太多专业知识，考虑问题比较直接，与市场联系紧密，且由于价格、成交量等技术数据、技术分析手段的获得相对容易，以及电脑、乾隆软件等技术分析工具的普及，使得该方法的应用日渐普遍。技术分析方法一般是将选股与买入有机地结合起来，选股过程也是确定买入时机的过程。一． 寻找真正底部，捕捉潜在黑马运用MACD指标选股选择股价经深幅下挫、长期横盘的个股，同时伴随成交量的极度萎缩，继尔股价开始小幅扬升，MACD指标上穿零轴。此时还不是介入时机，还应耐心等待股价回调,待MACD指标回至零轴之下，再观察股价是否创下新低。在股价不创新低的前提之下，股价再次上扬，同时MACD指标再次向上穿越零轴时，则选定该股，此时为最佳买进时机。选股原则：(1)深幅回调：股价从前期历史高点回落幅度,就质优股而言,回落30％左右；对一般性个股来说,股价折半;而对质劣股,其股价要砍去2/3可谓深幅回落。这里必须结合对股票质地的研究，例如对于高成长的绩优股来说，跌去1/3就属不易，而对于一只有摘牌危险的ST个股，跌去2/3也属正常，这里没有绝对的标准。因此必须辩证地看待某只个股的跌幅，当投资者对此把握不住时，建议重点关注股价已跌去2/3的个股。(2)长期缩量横盘：一般而言，在控盘机构完成出货过程之后，如果股价没有一个深幅的回调，就很难有再次上扬的空间，这样当然无法吸引新多入场。只有经过股价的长期横盘使60日、80日、120日等中长期均线基本由下降趋势转平,即股价的下降趋势已改变,中长期投资者平均持股成本已趋于一致。这时股价才对新多头有吸引力。长期横盘时应伴随着成交量的极度萎缩，如果仍然保持大的成交量，说明做空能量依然较强，上升动力不足。(3)MACD第一次上穿零轴时不动：股价经过大幅下跌后,第一波段行情极有可能是被套机构的解套行情。即使是新多头的建仓动作，绝大多数情况下也还存在一个较残酷的洗盘过程。因此,MACD指标第一次上穿零轴并非最佳买点。(此处MACD取常态指标)(4)股价不再创新低：从趋势角度而言，股价高低点的依次下移意味着整个下降波段没有结束，在一个下降趋势中找底是一种极不明智的行为，因此股价不再创新低是保证投资者只在上升趋势中操作的一个重要原则。在此基础之上,伴随着股价上扬,MACD再次上穿零轴，又一波升浪已起，方可初步确认已到中线建仓良机。利用上述原则选择并买入潜力个股后，如果股价不涨反跌，MACD再次回到零轴之下，应密切关注股价动向，一旦股价创下新低，说明下跌趋势未止，应坚决止损出局。否则应视为反复筑底的洗盘行为。实例：龙舟股份(600711)，(见图4.)，该股自97年7月下旬见顶18.72元之后,在两个月内跌至7元以下,股价几乎跌去2/3。而经过这次典型的“深幅下挫”之后,该股随沪市大盘在9月23日见底,开始了长达三个月的筑底阶段。这期间,股价窄幅波动,成交低迷,12月3日单日成交量仅4.6万股,相当于行情高峰时413万股的单日最高成交量的1/10，满足“长期缩量横盘”的必要条件；同时,股价始终在6.5元上方,没有再创新底。进入12月底龙盘股份股价开始出现异动,先是成交量温和放大,每隔一个月有一个量能急升的过程。MACD指标在零轴下方5个月后第一次上穿零轴,60日、80日、120日等中长期均线基本走平，说明中长期投资者持股成本接近,无杀跌动能,且有新多入场收集底部筹码。随后开始的洗盘行为使MACD指标重回零轴之下,但股价在触及回调1/2位时受60日、80日、120日等多条中长期均线交汇带的支撑无法下行,并开始重拾升势,MACD指标第二次上穿零轴,此时已到最佳买点。即使随后仍有大规模洗盘行为，但三条中长期均线已开始上行，显示后期股价走势已成大涨小回的中期上扬格局。二． 寻找由底部起动的强势股1．运用ROC指标选股经过长期缩量横盘的个股，在开始进入上升趋势后，股价首次出现加速上扬，使得ROC指标在常态下，第一次出现连过零轴以上三条天线的现象，显示该股极具黑马相，可于回调时介入。选股关键：(1)底部区域起动：首先结合上文判明股价处于底部区域。(ROC取常态值)(2)股价快速拉升：变动速率ROC的一个重要功能，就是其在测量极端行情时有着良好的绩效。伴随股价在上扬初期所出现的快速拉升，ROC指标连续越过三条天线，显示出机构有拉高建仓迹象。而强调这种状况需第一次出现则是为了保证股价仍在底部区域附近。(3)适用范围：该方法不适用于超级大盘股及刚上市新股。ROC指标连过三条天线，一般股价已有50％以上涨幅，对于超级大盘股而言已具有很大风险，涨升空间已经不大。而刚上市新股的市场定位尚未经受时间考验，利用该指标行动缺乏合理性。上文中所谓ROC指标在常态下,是指在钱龙动态中不对开机界面做放大或缩小,以免引起第三条天线值的变化而无法取得统一标准。实例：仍以龙舟股份(600711)为例，(见图 )，该股在盘出底部之后于98年4月份开始第一波加速上扬行情。这期间成交量明显放大，股价从不足9元在一周之内迅速上摸11.89元高位，带动ROC指标在4月7日达到28.91，一举突破当时第三条天线27.7，显示有机构不计成本拉高建仓。虽然其后仍有深幅洗盘动作,但黑马相已显露无遗。该股在半年多时间里连续大幅扬升，股价最高于98年10月达到23.47元，从第一次突破第三条天线时介入计，涨幅达一倍多。该方法即可帮助投资者选择强势股，又可使投资者避免过早将黑马股抛掉。2．运用量价关系选股 股价长期在底部缩量横盘的个股，成交量突然放大，股价拔地而起，连续大幅扬升。当第一次冲高之后，股价回调幅度不跌破涨幅的1/2，而成交量已缩减至前期单日最高成交量的1/10左右，此时已到最佳买点。选股关键：(1)股价突然扬升，成交量急剧放大：与上文底部阶段股价启动的表现有所不同，在无任何先兆的情况下，股价突然扬升，成交量急剧放大。说明个股基本面可能发生很大变化,出现快速拉高的建仓行为。(2) 回档幅度不超过1/2：但这种情况也常发生在前期被套主力的自救行情中,其表现为股价的快速拉高之后又迅速回落。因此,我们要特别强调股价回档幅度不能跌破涨幅的1/2。(3)成交量大幅萎缩：而成交量的大幅萎缩则说明跟风盘、解套盘的压力已基本释放,筹码的锁定性良好。洗盘过程接近尾声,股价将重拾升势。实例：方正科技(600601)，该股98年2月份之前成交极为散淡，股价在9元上下做窄幅波动，进入2月份之后成交量突然成倍放大，股价也大幅扬升，至3月2日股价已上摸18.36元，短时间内实现股价翻番。而在随后的调整之中，股价最低探至13.8元，幅度为涨幅的1/2，与此同时成交量在3月20日缩至126万股，不足3月2日峰值时最大成交量1434万股/10，说明抛压已轻。虽然中小投资者无法获知当时延中实业基本面的变化，但仅从量价关系的角度而言已到介入良机。三、利用技术分析的四要素—量、价、时、空，选择超强势股 超强势股是股市中的明星，一些超强势股的股价可以在极短的时间内完成大幅飙升,令人惊心动魄。以98年春节后的明星昆明机床为例，该股连拉涨停，仅用6个交易日涨幅即达85.4％。故此,认真观察、追踪超强势股应成为广大投资者选股任务中的重中之重。以下我们从技术分析四要素价、量、时、空来论述超强势股的特征，个股符合下列特征越多者，越有可能成为超强势股。(1) 价格与许多半路出家的个股不同，超强势股从形态上看底部一般比较扎实，以圆底(例如97年3月上、中旬的天津磁卡),W底(例如98年9月中旬的小飞)和头肩底(例如99年初的昆明机床)居多。股价上涨时几乎马不停蹄地从底部以70至80度的角度直拉，而且K线干净利落，很少连续形成较长的上影线。超强势股股价飙升时，均线呈明显的多头排列。除非股价见顶,它一般不破5日价格均线(参照昆明机床99年2月9日至3月5日的K线图)。(2)成交量超强势股在股价起步前常常是成交量长期低迷，5日成交量均线被10日均线覆盖，或时隐时现，或藏而不露。然而突然某一天5日均量线以45度以上角度上冲10日均量线,并伴随着大幅成交量(一般较上一日高出1至10倍以上不等)，此时往往是该股将要有大行情的信号(例如99年1月22日的淄博基金)。此后,一连数天成交量保持在10％以上换手率,个股价升量增,价量配合极好。当然,有些超强势股在股价大涨前也有成交量数根小阳柱一小阴柱交叉进行的，但行情真正发动之日，成交量仍需很大。(3)时间一轮跌市接近尾声之时，最先冒头拉涨停板之个股最易成为超强势股(99年初的昆明机床与洛阳玻璃即是典型的例子)。此外,一波短多或次中极行情的初期，也是我们检验超强势股的重要时刻。那些符合市场主流、股本适中并率先领衔上涨者最有希望成为超强势股(如98年3月26日的南洋实业)。超强势股从行情起动至股价见顶一般只用6至20个左右交易日不等。由于主力有备而来，股价走势极具爆发性。因此,一旦5日价格均线趋平、K线拉阴，投资者即应执行利损出局。总之很多很复杂，要多学多练多交流，才能进步。

【任务描述】 ①正确了解并叙述沉积相的概念；②了解沉积相分类并记住常见沉积相；③熟记常见沉积相标志；④根据典型岩相分析实例，进行常见岩相分析。一、沉积环境和沉积相（一）沉积环境沉积地层占地层的绝大部分，它们是在一定的沉积环境中，通过一定的沉积作用形成的。沉积环境是一个发生沉积作用的、具有独特的物理化学和生物特征的地貌单元（如河流环境、湖泊环境、滨海环境等）。沉积学研究的对象是沉积岩，是古代沉积环境的产物。古代沉积环境和古地理面貌现在已不能直接观察到，只能通过保存于地层中的信息去分析和恢复。地层形成的沉积环境包括沉积环境内部的物理特征、化学特征、生物特征和古地理背景。由于地层形成时间跨度长、空间分广、内容丰富，因此在沉积环境分析中必须利用多种方法进行多学科的综合和概括。地层学的许多基本原理和基本概念都是从对沉积作用过程的认识和理解中提出的。（二）沉积相长期以来，对于沉积相的概念存在着不同的理解。目前大多数学者趋向于把“相”理解为“沉积环境的古代产物”（R.C.Selley，1976），专指环境的“物质表现”。所谓沉积相就是指沉积环境及在该环境中形成的沉积岩（沉积物）特征的综合。沉积相在空间上的横向变化称为相变。每一种相都在地层序列中占有一定的位置。通过对地层中古代岩石和古生物的“物质表现”与环境的相应联系来分析和恢复古沉积环境，这就是相分析或岩相分析。（三）相变沉积相在横向（空间）上和纵向（时间）上的变化称为相变，是由于沉积环境的纵向或横向变化导致的。对于地史时期的沉积相研究，往往从研究地层剖面入手，从垂向层序中分析相的更替。（四）沉积相的分类沉积相可根据沉积岩原始物质的不同，分为碎屑岩沉积相和碳酸盐岩沉积相。前者以砂、粉砂、黏土等碎屑物质为主，沉积介质以浑水为特征，岩性以碎屑岩为主；后者以化学溶解物质为主，介质以清水为特征，岩性以碳酸盐岩为主。陆源碎屑沉积相的划分如表4-1所示。分类表中的“相组”和“相”分别为一级相和二级相，在此基础上可进一步划分出“亚相”和“微相”，即三级相和四级相。表4-1 碎屑岩沉积相的分类二、沉积相分析的原则相分析的方法是以研究现代各种地质作用及其所产生的物质记录作为基础，来分析判断地质时期沉积物的沉积环境，即所谓“将今论古”的现实主义原则。在运用现实主义原则时，应考虑到自然地理条件和生物条件在地史中的演变，不能机械地把古代和现代等同起来。一般说来，对距现代不太远的新生代或中生代地层，相分析时运用将今论古的方法不会发生重大问题，但古生代或更老的地层，在相分析时运用现实主义原则就要十分慎重。三、沉积相的识别标志（一）岩性标志岩性标志包括颜色、岩石类型、自生矿物、岩屑颗粒的结构、原生沉积构造、沉积韵律（旋回）等相标志。沉积岩中各种结构的组分如岩屑、石英、长石、重矿物等都具有环境意义。如岩屑可用以解释母岩的性质，追踪陆源区。粗大的岩屑一般反映地势高峻的古陆剥蚀区距沉积区较近。石英含量较高、分选较好的沉积层，一般为远源区的沉积，纯净的石英砂岩则是海滩反复冲洗的标志。长石易风化、分解，一般在干旱和寒冷气候带或地形高差大的近源地区才能大量保存。石榴子石硬度大（摩氏硬度6.5～7.5），但易风化，仅在冰川成因重矿物中富集。沉积岩层的结构，包括颗粒本身的结构、充填物的结构以及颗粒与充填物间的关系。所谓碎屑颗粒本身的结构是指粒度、形状、球度、圆度和颗粒表面的特征。充填物是指化学的胶结物及细小的杂基，而颗粒与充填物间的关系是指胶结类型（或支撑类型）。当杂基很少时，颗粒成点状接触，粒间孔隙被化学胶结物（钙质、硅质、海绿石质、铁质等）充填，它们是颗粒埋藏后成岩期（或后生期）的形成物，形成孔隙胶结（或颗粒支撑）结构，说明其为牵引流搬运沉积。当杂基很多时，颗粒被杂基所包裹，造成基底胶结（或杂基支撑）结构，这是重力流的常见结构。有些特殊的岩石类型可以指示这类岩石沉积时的水能量条件、水化学环境和气候特征。大规模、稳定的碳酸盐岩一般出现在温暖的滨浅海；海绿石、鲕绿泥石、磷块岩主要形成于陆棚浅海环境；冰碛物和冰川纹泥显示了冰期的寒冷气候；煤、赤铁矿、铝土矿的大面积沉积则反映潮湿气候；石膏和各种盐类的形成则表明气候干旱；鲕粒结构代表海浪强烈搅动的高能环境，富含有机质和黄铁矿微晶的碳质、硅质、泥质岩类，则形成于深水或滞流还原海盆。沉积岩的原生沉积构造是鉴别沉积环境的重要标志，如层理、波痕、生物遗迹、干裂、结核等。这些构造是沉积物成分、结构、颜色等不均一性而显示出来的岩石宏观特征，能很好地提供搬运介质（水、风、冰等）性质及其动力状况的信息。由于在露头上和钻孔岩心中易于直接地观察和测量，因而常被广泛用作判别环境的重要标志。（二）古生物标志根据对现代各种环境中生物群的观察，不同门类生物的生活习性、生存方式、居住条件、繁殖传播等均受周围环境的制约，生物的生存与化石的保存既依赖于环境，又构成整个环境的一部分。因而可以根据一些特有的生物种类及其保存特征来鉴别其生存环境，如 类、珊瑚、层孔虫、腕足、菊石、三叶虫、笔石等门类只生活于海洋，而另一些生物，如陆生植物、陆生脊椎动物和淡水软体动物等，只适应于大陆环境生活。根据不同的生物门类，可以有效地鉴别海洋或大陆环境。有些生物对海水含盐度要求严格，只能在正常海水（含盐度35‰）中生活，称狭盐度生物，如珊瑚、菊石、腕足类等。有些则对水体盐度的变化有较广的适应性，可以在较广泛的环境中生活，称广盐度生物，如某些腹足、双壳类等。有些生物对气候敏感，只能生活在特定的气候区（带），如造礁珊瑚、多数藻类、海绵及层孔虫等属于喜暖生物，一般只生活在水温＞20℃的热带、亚热带浅水海域；而某些小型单体珊瑚、厚壳的腕足和双壳类等，则见于高纬度冷温水区。现代陆地上的棕榈、樟树等常绿阔叶林，不显年轮，是热带气候的指示性植物；柏松和银杏等落叶林分布于温带区，其年轮清晰，表明季节性明显。水体的深度、含氧量和透光度明显地影响着生物的分布。在含氧丰富和透光良好、海水深达0～50 m的地带，底栖生物丰富，可有大量底栖的有孔虫、三叶虫、腕足类、灰质海绵、层孔虫和块状珊瑚等。水深达100 ～200 m时生物逐渐减少，但有很多苔藓虫、具铰纲腕足类、海绵和海胆。一些薄壳腕足类、硅质海绵、枝状苔藓虫等则生活在200 m以下的较深水海域。遗迹化石群落也可用以判断水的深度，一般来说由于浅水区动力强度较大，常见垂直生物潜穴，生物以食悬浮物质为主。而较深水区，水动力强度较小，生物潜穴从倾斜变为水平，生物以食沉积物为主（图4-1）。图4-1 遗迹化石的环境分带（据刘本培等，2005）此外，还可根据生物化石在地层中保存的完好程度来判断水动力的强弱和搬运的远近。一般认为化石保存完好，无磨损或保持原位生长状态，表示为原地埋葬；化石破损，则表示经搬运后异地埋葬，这种埋葬环境有时与生活环境相差不大（如同属滨浅海），但有时可以相差甚远（如掉下陆坡）。（三）地球化学标志地层中自生矿物（指原始沉积时期或固结成岩以前形成的矿物）的形成，与沉积环境中的特定地球化学条件有关。如海绿石、磷块岩、鲕状赤铁矿、鲕绿泥石和针铁矿等均可在海洋环境中以自生矿物形式出现，前两者一般见于浅海陆棚区，后三者一般形成在较浅水区（包括湖盆中）。沉积岩中稀土、微量元素的含量和稳定同位素的测定，对于研究沉积环境、生物作用、陆源区性质（母岩成分）、古气候特点和古地理再造都有重要作用。J.Murray 等（1991）根据硅质岩和页岩的稀土元素总量，特别是其中铈（Ce）的含量分为三类沉积环境：近洋中脊区（距离在400 km以内）的铈含量为0.29 × 10 -6 ，洋盆为0.55 × 10 -6 ，大陆边缘为（0.90～1.30）× 10 -6。四、典型岩相分析实例（一）风化型“红土岩”这是一种铁、铝、锰、硅的氧化物和黏土等的复杂综合体，是残积形成物。它的母岩经过大陆侵蚀，岩石中的钾、钠、钙、镁等元素都淋失了，剩下铁、锰、铝、硅等元素。这是一种湿热气候下的残积物。（二）含植物印痕的碳质页岩代表温湿气候下的沼泽堆积，沉积物是以黏土质居多数，有大量植物遗体。这是由于植物死后还在还原条件下腐烂、分解，造成大量的碳质分散在沉积物中，固结成岩后形成碳质页岩，另一部分植物体腐烂后碳质没有分散，而形成植物的碳质印痕保留在岩石中。（三）含陆相植物化石和海相动物化石，具斜层理的粉砂岩和砂岩代表河口三角洲沉积。因为河口地带沉积物多具斜层理，同时河水带来的陆地上的植物遗骸在此可以和海生生物一起保存为化石。（四）砾石有紫红色氧化圈的竹叶状灰岩竹叶状灰岩是在潮间带以至潮上带形成的同生砾岩，是高能环境下多次暴露在水面以上的沉积产物。在滨海海滩的已固结的灰质层体，受到海浪冲刷而破碎、磨蚀成扁砾，当砾石在水面之上时，可以形成紫红色氧化边缘，当再度沉积固结时，扁砾有的保持水平位置，有的受波浪影响成雁行状或放射状排列。（五）含三叶虫碎屑的鲕状灰岩鲕粒大小不等，与三叶虫碎屑混生，鲕粒的核心有时是石英粒，有时为三叶虫碎屑。此类灰岩常具有滨海型斜层理，层面保留大型波痕。绝大多数是高能条件下的潮间带生物碎屑沉积。（六）礁状珊瑚灰岩根据对现代造礁珊瑚的研究，在它们的组织中具有共生的单细胞藻类，这种藻类为吸收珊瑚的新陈代谢的废物提供了一个有效的机理，并有助于钙化，促使珊瑚快速而大量地生长，从而使造礁珊瑚可以构成十分庞大的群体。由于造礁珊瑚需要依靠共生藻类，所以只限于透光带，在不到20 m的深度上最为发育，同时也需要较高的温度，故礁状珊瑚灰岩形成环境应是海水深度40～50 m左右或更浅的地带，水温大于22℃的热带海洋中，要求光线充足，食物丰富，水流畅通。（七）具石盐假晶的红色泥岩当泥质沉积物中含有石盐晶体时，在成岩过程中沉积物被压缩失水，泥质物质的体积收缩较晶体大，造成晶体突出于岩层表面，并嵌入到上覆岩层中去，形成石盐晶体的印痕。此类晶体后被水溶去，留下空洞，再被新的沉积物充填，或成岩后，由于地下水的作用将石盐晶体溶解，而其空洞为其他物质所充填，形成假晶。石盐晶体的形成以及红色泥质物都反映出它们形成时的环境是干热、氧化状态。（八）含笔石的黑色页岩保存笔石化石的岩石多数为黑色页岩，在其中很少见有其他化石共生。一般认为含笔石的黑色页岩是淡化海的产物。因为在此类海盆的上层浅水地带，光线充足，又有丰富微小的漂浮生物可作为笔石虫的食物，且黑色有机质淤泥沉积很慢，有利于笔石的生活。此类海盆的海底水层缺乏氧气，并多硫化氢，因而不利于底栖生物的发育；上层水体中营漂浮生活的笔石在死亡后，尸体落入海底，就不易被其他动物破坏而得以共存。因此，含笔石的黑色页岩是一种水流不畅的还原环境下淡化海沉积物。五、技能训练——岩相分析（1）教师示范：对下列地层资料进行岩相分析（表4-2）。表4-2 课堂练习（2）学生训练：对下列地层资料进行岩相分析（表4-3）。表4-3 岩相分析表

在浅水高能或相对高能环境下沉积的粒屑岩体称为滩。在沉积阶段，滩有发育的原生孔隙，但在成岩过程中，一些滩体的原生孔隙因被充填满而成为非工业储集层，另外一些滩体经白云石化和溶蚀作用具有粒间孔或溶蚀孔而成为储集层。目前发现的滩相储气层以白云岩为主，而石灰岩次之，石灰岩的粒间孔隙基本消失，主要是同生期的粒内溶孔起储集作用。浅滩有台内浅滩和台缘浅滩两种。台缘浅滩滩体的厚度大、相带窄，而台内浅滩滩体的厚度小、分布较广。我国发现的滩相储气层以台内浅滩为主。3.2.2.1 碳酸盐浅滩沉积亚环境特征及沉积模式（1）碳酸盐浅滩沉积亚环境及沉积特征滩为浅水高能或较高能环境，是大量碳酸盐颗粒或碎屑堆积的场所，位于碳酸盐台地边缘、内部或滨外。因形成于移动底质上，故不适于海洋生物的栖息繁殖，主要堆积物为生物碎屑、内碎屑、鲕粒、核形石等。在波浪作用带沉积物被磨蚀、冲洗和簸选，常形成颗粒岩沉积。处于较深水的滩或台内滩，其水能较台缘稍弱或受一定阻挡，沉积物簸洗不够完善，易形成灰泥、亮晶填隙的泥粒-颗粒岩。滩的水深一般为5～10m，较深水滩的水深可更大，但有些滩可堆积至平均海平面以上成为极浅水滩，在局部时间暴露于大气淡水环境中，易发生淡水胶结作用或形成溶蚀孔隙。现代碳酸盐浅滩分为下部近滨和上部前滨两个亚环境。碳酸盐海滩岩是海滩沉积物经早期胶结形成，向海倾斜分布，由生屑、砂砾屑或鲕粒组成颗粒岩或泥粒岩组合，发育交错层理。（2）碳酸盐滩的沉积模式前已述及，我国西南地区上古生界分布有陆棚（连陆）和孤立两类碳酸盐台地。在两类台地的台缘及台内普遍发育碳酸盐浅滩，由生屑、内碎屑及鲕粒、核形石组合的颗粒岩及泥粒-颗粒岩分布广泛，在两类台地上，滩与生物礁常相伴而生。此外，孤立碳酸盐台地在一定发育阶段可以发展成一个大的台坪环境。当台坪因沉积或同生断裂的影响处于波浪作用带时，能够簸洗和搬运沉积物使其在台坪上相当广的范围内堆积，这时的台坪就转化为台滩，其沉积岩相组合特征与台内及台缘滩类似。总之，我国西南地区上古生界碳酸盐滩分布广泛，类型多样，其综合沉积模式见图3.12。图3.12 西南地区晚古生代碳酸盐浅滩沉积模式［12］（a）连陆台地的台缘滩和台内滩；（b）同生断裂控制的孤立碳酸盐台地台缘滩和台内滩；（c）同生断裂控制的孤立碳酸盐台地的台滩3.2.2.2 碳酸盐浅滩储集岩发育特征四川泸州地区三叠系嘉陵江组中，均有鲕粒滩、生物碎屑滩、藻滩构成的储气层。滩体有三种情况：一为亮晶粒屑灰岩，即滩体没有暴露，故既未受溶蚀，也未被白云石化，原生粒间孔已被方解石充填满而消失，成为非工业储集岩；二为粒内溶孔亮晶鲕粒灰岩及粒内溶孔藻屑灰岩，这是同生期滩体暴露，藻屑内及鲕内的文石或高镁方解石被选择性地溶蚀形成的粒内溶孔；三为溶孔亮晶藻屑云岩及粒间孔、粒内溶孔亮晶鲕粒白云岩，这类滩体在沉积时地貌稍高，同生期暴露被混合水白云岩化及被溶蚀，有发育的粒内溶孔及粒间孔，喉道为片状，故其孔隙度高，气产量中至高。这些滩体的特点是：①厚度较薄，单层厚0.5～3m，累积厚5～12m；②滩体有层位性，但几何形态多为透镜状；③属海退型滩体，滩体上有泥质白云岩或石膏，若为石膏，则在成岩期孔隙会被石膏充填而使储渗性能大大降低。渝东石炭系储气层主要为砂屑滩、次为虫屑滩，以溶孔亮晶砂屑云岩为主，为海侵型浅滩，是在咸化潟湖中形成的白云岩，同生期暴露溶蚀，溶孔发育，因孔隙层之上没有石膏，孔隙保存较好，平均有效厚度为13.8m，分布广，是四川盆地最主要的储气层。

（1）岩石相岩石相是地层成因单元中最小的岩石单位，它是由一定岩石特征所限定的岩石单位，这些岩石特征包括颜色、成分、结构、构造、成层性等，它可以反映沉积时水流能量的大小及垂向变化。一种岩石相也称为一种能量单元，通过岩石相可以分析目的层段沉积时的水动力状况及变化过程。岩石相垂向上按一定规律组合，形成了不同微相的层序特征。根据大牛地气田80余口井的取心资料，结合录井资料，在下石盒子组共划分出10种岩石相（表5-2）。10种岩石相垂向上的不同组合，形成了不同沉积微相的层序特征。表5-2 下石盒子组主要岩石相与沉积微相对应关系块状砾岩相（Gm）：主要由块状砂质细砾岩、细砾岩组成，少量中砾岩。厚度较大，最厚可达几米。砾石一般分选较差，磨圆较好，分布多具定向性。砾石成分主要为石英岩屑、火山岩屑、燧石、泥砾，砾石呈漂浮状分布在砂岩中。与下伏岩石相呈冲刷接触，空间上，一般分布在河道的中心部位，为洪水沿主河道快速堆积的产物，辫状河道中常见，大16井MSC4底部沉积最为典型。块状砂砾岩相（Gf）：主要由厚层块状砂质细砾岩、细砾岩组成。厚度较大，最厚可达几米。砾石一般分选较好，磨圆中等，分布多具定向性。砾石以石英砾为主，砾径一般2mm左右，同时可见变质岩、燧石砾石，砾径一般小于5mm，个别可达20mm，呈悬浮状分布在石英砾中。与下伏岩石相呈渐变接触，主要出现在河道或分流河道中下部，为高能环境下的产物。含砾粗砂岩相（Sg）：一般为中—厚层状，有时可见薄层状。砾石分选中等—差，磨圆较好，为次圆状和次棱角状，多顺层分布。一般底部砾石含量较高，粒度较粗，向上含量逐渐减少，粒度逐渐变细。多为颗粒支撑，杂基含量较少，层理不明显。主要出现在河道或分流河道中下部，总体上代表了水体能量较强的沉积环境特征。交错层理粗、含砾粗砂岩相（St）：气田常见的另一种岩石微相。砂岩分选中等—较好，磨圆次棱角状—次圆状，含少量杂基，与粗粒砂岩相呈过渡关系。砂岩中发育大型交错层理，由于岩心直径的限制，在岩心中多呈块状产出。该岩相是中—高能环境的沉积产物，水体的分选能力较强，粒度较为均一，在辫状河中，多为心滩沉积。平行层理砂岩相（Sh）：岩性主要为粗砂岩和中砂岩，常呈中厚层状产出。砂岩分选中等—较好，磨圆次棱角状—次圆状，含少量杂基，与大型交错层理粗、含砾粗砂岩相呈过渡关系。具平行层理，岩心中，粗粒砂岩中平行层理不易辨认，中粒砂岩中较易辨认。平行层理的形成水动力条件是水浅流急，因此，在辫状河中作为河道的垂直生长砂滩出现。板状交错层理中砂岩相（Sp）：表现特征为砂岩交错层理层系界面顶底近于平行。板状交错层理砂岩相在垂向上一般与交错层理砂岩相呈逐渐过渡关系。板状交错层理形成的水动力条件是水体的流速和沉积物的供应基本保持不变，该岩相在心滩上部常见。小型交错层理中、细砂岩相（Sl）：岩性主要为中砂岩、细砂岩和粉细砂岩，厚度较小，一般为10cm左右。小型交错层理形成时的水动力条件比较弱，常出现在辫状河道的顶部或废弃河道中。沙纹层理细砂岩相（Sr）：岩性主要为细砂岩，粉砂岩，常与小型交错层理砂岩相呈过渡关系。分选中等，常见云母片沿沙纹细层分布，厚度一般小于10cm。沙纹层理形成的能量非常弱，常出现在天然堤和河漫滩中。水平层理粉砂岩相（Fl）：岩性为粉砂岩或泥质粉砂岩，分选中等，磨圆次圆—次棱角状，杂基含量较高，云母含量较多，厚度较小。常与沙纹层理呈过渡关系，也可单独出现。单独出现时，常夹于泥岩中。水平层理粉砂岩相形成于比较安静的水体，多见于泛滥盆地和河漫沉积中。（2）沉积构造在砾岩、含砾粗砂岩、粗砂岩中主要发育块状层理（图5-1）、大型板状交错层理（图5-2）、槽状交错层理、平行层理等反映高水流能量环境下的层理类型；在粉细砂岩相中主要发育小型斜层理、水平层理，在泥岩中主要发育水平纹理。可见植物茎、植物碎片化石（图5-3），局部可见岩盐假晶（图5-4）。图5-1 河床滞留沉积中的块状层理砾岩、含砾粗砂岩图5-2 主要层理类型图5-3 灰色泥岩中较完整的植物叶片化石图5-4 D19井（H2-4）岩盐假晶（3）测井相根据GR测井曲线的形态和幅度、顶底变化、齿化特征，河道砂体测井曲线形态主要包括4种基础测井相类型。4种测井相类型在垂向上的不同组合，可组合出多种测井相类型（图5-5）。图5-5 下石盒子组主要砂体类型、测井响应及成因解释1）箱型：自然伽马曲线形态呈箱状，它反映沉积过程中物源丰富和水动力条件较强，砂岩层顶、底均为突变接触。根据箱型曲线是否齿化，可进一步分为齿状箱型与光滑箱型两种曲线形态。齿状箱型自然伽马曲线齿化，岩性组合通常由多个向上变细的正旋回组成，砂体中夹层较多，反映了水动力条件强但不稳定、强弱频繁交替的特征，对应的沉积微相为辫状河心滩；主要见于盒一段，是工区目的层段中最为常见的测井相类型。光滑箱型自然伽马曲线光滑或微齿化，内部结构较均匀，岩性较单一，无粉砂或泥质夹层，曲线底部突变，顶部突变或略显正韵律，反映了物源充足、强而稳定的水动力特征；其对应的沉积微相为辫状河道底部的滞留沉积。2）钟型：自然伽马曲线形态呈钟状。曲线从下往上幅度突然变高，然后逐渐下降，慢慢恢复到基线，它反映出沉积环境从低能突然变为高能，之后又从高能缓慢恢复到低能的情况。岩性具正粒序结构，底部与泥岩呈突变接触关系，一般对应底冲刷，顶部与泥岩渐变接触，反映了逐渐减弱的水动力特征。其对应的沉积微相为辫状河心滩上部沉积。3）漏斗型：自然伽马曲线形态呈漏斗状，反映沉积环境的能量从弱变到强，然后突然变弱的变化特征。对应砂体厚度小（2m左右），砂体顶部与泥岩突变接触，底部与泥岩渐变接触，其对应的沉积微相为决口扇。4）指型：自然伽马曲线形态呈指状，曲线幅度高，表明物源少而沉积环境能量强。岩性为细—中砂岩，厚度一般小于2m，与上下泥岩突变接触，对应的沉积微相为决口扇。（4）测井相组合类型上述4种基本测井相类型在实际测井曲线中不但可以单独见到，而且常常相互组合，形成各种各样的测井曲线组合。不同的测井曲线组合，往往代表了不同的沉积微相。本区测井相组合类型主要有以下4种（图5-5）：1）漏斗型＋钟型组合：曲线下部呈钟型，上部呈漏斗型，顶、底均与泥岩呈突变接触。岩性常由粗—中砂岩渐变为粉—细砂岩，再渐变为粗—中砂岩，代表决口河道沉积。2）钟型＋箱型＋漏斗型组合：曲线底部呈漏斗型，中部为箱型或齿化箱型，上部为钟型，反映河道沉积的组合特征。3）钟型＋箱型组合：曲线下部为箱型或齿化箱型，上部呈钟型，代表的沉积微相为曲流河床沉积向边滩沉积的转化。4）箱型＋指型组合：曲线下部（或上部）为指型，上部（或中部）为箱型，反映了沉积环境能量强、物源逐渐增多（或减少）的环境，代表的沉积微相组合为决口扇向河道转化（或河道向决口扇转化）。利用这些测井相及其组合，结合其他测井曲线如电阻率、声波时差等能很好地区分不同的岩性组合及其代表的沉积微相，甚至是岩石微相。同时，对研究沉积微相在平面上的展布也有很大帮助。

从上节可知，大多数生物门类的生态范围很广，适应的沉积环境很宽，因此其指相意义受到局限。但通过对中国南方石炭系不同沉积环境中共存的生物类型分析后，发现一些生物化石的组合与其生存的环境之间，还是有着密切的对应关系。有鉴于此，本书总结出了南方石炭系常见的沉积环境中占优势的化石组合，参见表3—1。表3—1　中国南方石炭系化石组合与沉积环境以下对这些化石组合进行扼要的阐述。1.植物-腕足类-双壳类组合（Ⅰ）植物腕足类双壳类组合以陆生植物、腕足类、双壳类为主，伴生有少量腹足类、介形虫、苔藓虫和珊瑚等。按生态习性和优势生物类别，又可细分为两个亚组合，即植物亚组合（Ⅰ1）和植物-腕足类双壳类亚组合（Ⅰ2）。植物亚组合（Ⅰ1）主要出现在大塘期和岩关期碎屑岩型沉积中，如浙西的珠藏坞组、叶家塘组，江西的横龙组、梓山组，广东的忠信组等。这些地层大都为砂砾岩、粉砂岩、泥页岩，局部夹煤层，植物化石常见，主要分子有Neuropteris gigantea（大脉羊齿）、Rhodeopteridium hsianghsiangensis（湘乡须羊齿）、Archaeocalamites（古芦木）、Mesocallamites（网眼芦木）、Cardiopteridium（铲羊齿）等，海相化石贫乏。显然，这一化石组合代表了陆相冲积平原上的河湖及沼泽等环境。植物-腕足类-双壳类亚组合（Ⅰ2）分布广泛，在全区下石炭统的许多组中均可见及。这些组有王胡村组、尚保冲组、叶家塘组、大湖组、万寿山组、祥摆组、寺门组、测水组和樟树湾组等。其特点是这些地层大都以碎屑岩为主，含煤层，有时还有少量碳酸盐岩夹层；植物化石常见，但多以碎片形式存在；腕足类和双壳类丰富，但个体较正常海中同类化石要小些。另外，这些地层中常含黄铁矿及菱铁矿结核，发育水平层理、透镜状层理和波状层理等。这些特征表明，这一化石组合代表了滨岸带的三角洲、碎屑潮坪和沼泽等环境。2. 类-藻类-腕足类－珊瑚组合（Ⅱ） 类-藻类-腕足类-珊瑚组合主要见于晚石炭世沿华夏陆和江南陆边缘分布的藕塘底组、经畲组，以及部分黄龙组和船山组的下部或底部。岩石以碳酸盐岩为主，主要是石灰岩、白云岩和白云质石灰岩，夹少量陆源碎屑砾岩、砂岩和泥岩。生物化石以 类、珊瑚、腕足类、藻类和海百合茎为主，保存较差，大多数化石具搬运、磨蚀的痕迹，显示出潮汐、波浪作用改造的特点。因此，这一化石组合反映了清水碳酸盐沉积紧邻古陆的特点，即陆缘碳酸盐岩潮坪环境。]]<![CDATA[3. 类-介形虫-腹足类组合（Ⅲ） 类-介形虫-腹足类组合主要分布于中下扬子区的黄龙组的下部。岩石主要为准同生的泥晶白云岩，还有少量的准同生后晶粒白云岩和白云质石灰岩，常见藻纹层、叠层石和鸟眼构造等。化石以 类、介形虫、腹足类为主，还有少量海百合茎、有孔虫、双壳类和钙藻等。 类呈短纺锤形和透镜形，如Profusulinella（原小纺锤 ）、Fusulinella（小纺锤 ）、Pseu-dostaffella（假史塔夫 ）等，适应正常海的浅水环境；腹足类、介形虫、双壳类为广盐性生物，适应范围广；海百合茎基本上为碎片。这一化石组合总的特点是生物数量少，种类单调，广盐性生物占有较大比例，因而总体反映了一种盐度不太正常、水动力条件较弱的浅水局限海台地环境。]]<![CDATA[4.珊瑚-腕足类组合（Ⅳ）珊瑚-腕足类组合主要分布于下扬子区无为—巢湖—含山—南京一带的金陵组中。岩石主要为深灰色、灰黑色和黑色的薄层厚层石灰岩夹钙质页岩，石灰岩含泥质和有机质较高，其底部常有0.27～0.65m厚的泥岩、粉砂岩和砂岩。生物化石以珊瑚和腕足类最常见，珊瑚以单体弯角锥形的Pseudouralinia（假乌拉尔珊瑚）、Caninia（犬齿珊瑚）和复体丛状的Syringopora（笛管珊瑚）最发育；腕足类也是壳较厚的有铰纲分子Eochoriistites（始分喙石燕）、Camarotoechia（穹房贝）、Chonetes（戟贝）和Linoproductus（线纹长身贝）等。此外，腹足类也常见，计有Bellerophon（神螺）、Euomphalus（全脐螺）、Planotectus（平屋螺）等。从这些生物的生态习性和沉积特征判断，其沉积环境应为近岸的有一定浑浊度的静水海湾环境。5. 类-珊瑚-腕足类-海百合茎组合和藻类- 类-海百合-腕足类组合（V） 类-珊瑚-腕足类-海百合组合和藻类- 类-海百合-腕足类组合分别见于各地的黄龙组和船山组（马平组）之中。除组合分子外，还有有孔虫、苔藓虫、介形虫、腹足类、双壳类和管壳石等，它们均为浅海底栖生物。 类以纺锤形和粗纺锤形为主，内部构造比较复杂，有Fusulina（纺锤 ）、Fusulinella（小纺锤 ）、Profusulinella（原小纺锤 ）、Triticites（麦 ）、Pseudoschwagerina（假希瓦格 ）等，适应水动力强度中等、温暖清洁、透光性好的正常浅海环境。藻类以葛万藻为主，形成于动荡的浅水高能环境。珊瑚既有单体也有复体，后者既有块状又有丛状，反映水动力稍强的正常浅海环境。腕足类为有铰纲类型，壳体较厚。海百合茎均为破碎的茎环堆积。由此可见，这一化石组合不仅生物门类多，而且数量大，结合岩石（均为碳酸盐岩）特征考虑，其沉积环境应为正常的有一定能量的浅水碳酸盐岩开阔海台地环境。]]<![CDATA[6. 类-海百合-介形虫组合（Ⅵ） 类-海百合-介形虫组合主要分布于黄龙组，在其它组中较少见。除组合中的三类生物外，还有藻类、有孔虫、腹足类、双壳类等。这些化石中以 最丰，保存完整，呈纺锤形和粗纺锤形，内部构造较复杂。其它生粒保存差，多呈碎屑状，磨蚀程度高，分选中到好。此外，在颗粒中还有一定数量的砂屑、藻鲕、核形石等，分选磨圆均较好。这些化石和颗粒赋存于颗粒质灰泥石灰岩、泥晶颗粒石灰岩、亮晶颗粒石灰岩和泥亮晶颗粒石灰岩中，颗粒间常灰泥和亮晶并存，有些亮晶胶结物具两个世代。综合这些特征，这一化石组合代表了浅水、高能为主的台地浅滩环境。]]<![CDATA[7.苔藓虫-珊瑚组合（Ⅶ）苔藓虫-珊瑚组合仅见于广西田林浪平大塘阶下部。组合中生物化石十分丰富，其中苔藓虫和珊瑚最多，它们约占全部颗粒的60%～80%。苔藓虫主要是笛苔藓虫和隐口目苔藓虫，是重要的造礁生物。珊瑚单、复体均有，以复体为主，主要是泡沫柱珊瑚、笛管珊瑚，它们也是造礁生物。其它生物以海百合茎最多，还有有孔虫、藻类、腹足类，以及藻灰结核、砂屑等。由此可见，这一生物化石组合代表了一种温暖、洁净、盐度正常、氧气充分、水动力能量较强的浅水生物礁环境。这是在南方石炭系中唯一发现的位于孤立台地上的点礁。8.牙形石-钙质骨针组合（Ⅷ）牙形石-钙质骨针组合主要分布于贵州罗甸、望谟一带的石炭系各组中。在罗甸纳水剖面上，牙形石发育和保存最好，在薄层至中层具泥质条带的石灰岩中最为丰富，往往形成单一生物岩层。除牙形石外，骨针也很丰富，含量可达20%～40%，或散乱分布于泥晶方解石中，或密集排列成层。除牙形石和骨针外，还偶见一些小个体浮游有孔虫和其它细小生屑，缺乏底栖生物。部分层段见有 类，但属于浅水台地区的生物被浊流带入深水区中的。从沉积层序特点看，这些化石所赋存的岩层与浊积岩共存或互层。因此，总的看来这一化石组合代表了一种水体较深，并较宁静的清水碳酸盐斜坡-盆地环境。9.放射虫-硅质骨针组合（Ⅸ）放射虫-硅质骨针组合主要分布于钦州地区的石炭系中，在南丹巴定、望谟桑朗、天等东平等地的下石炭统也有分布。这一组合除放射虫、硅质骨针外，还偶见菊石和体小壳薄的腕足类、双壳类、介形虫等，缺乏底栖生物。这些化石赋存于灰黑色的薄层状硅岩、放射虫硅岩、凝灰质硅岩和粉砂质泥岩中，代表深水、缺氧、还原的盆地环境。

地层剖面的沉积相和沉积环境分析实际上是对单个地层剖面（或单井岩心）资料进行沉积特征及沉积相分析，是沉积古地理研究的基础，同时也是一项复杂的工作，必须熟悉各种环境沉积的主要特征，充分利用各种成因标志资料进行综合分析，以便尽可能地得出较为可靠的判断和解释。在野外露头剖面沉积相分析中要重点考虑地层中最直观、易收集的沉积环境标志，包括岩性特征、沉积构造、古生物标志等，同时还要注意运用瓦尔特相律，分析剖面的垂向序列、时空分布及演化规律，然后与典型的沉积环境（沉积相）模式和沉积特征（鉴别标志）相对比，进而确定研究对象的沉积相（亚相、微相）类型。一、常见沉积环境的鉴别标志依据自然地理条件或地貌特征及沉积物综合特征，可将沉积环境划分成三个组，即陆相组、海相组和海陆过渡相组。依据三个环境组中次级自然条件及沉积物特征划分至沉积环境类型（表3-1），沉积环境又可进一步细分为亚环境，亚环境还可以划分至微环境。在相分析时，应尽量划分至最小的级别。下面就常见沉积环境的鉴别标志做简要介绍。表3-1 沉积环境（沉积相）分类体系（一）冲积扇（1）岩性。冲积扇沉积的岩性变化大，多数冲积扇以砾石沉积为主，砾石间充填砂、粉砂和黏土级碎屑。接近扇根处以砾、砂岩为主，至扇端，砂、粉砂和黏土的含量增高。在冲积扇沉积中，常有碳酸盐、硫酸盐等矿物，如方解石、石膏等。总体上看，沉积物颜色常偏红，尤其是其中的泥质沉积物。（2）结构。沉积物粒度粗，以含大量砾石为特征，成熟度低。砾石磨圆一般较差，砾、砂、泥相互混杂接触。泥石流沉积物常呈基质支撑结构，筛积物、河床和片流沉积主要为颗粒支撑结构。（3）沉积构造。层理发育程度较差，常显示块状层理或不显层理，细粒泥质沉积物可见薄的水平层理，粗碎屑沉积有时亦可见不太明显和不太规则的交错层理，细层倾向扇缘，倾角多为10°～15°。粗碎屑沉积中常见冲刷-充填构造，主要发育在扇根附近。砂质沉积局部可见水流波痕。砾石若有定向排列，则呈“向源倾斜”，倾角为30°～40°。泥岩可见干裂、雨痕、流痕等。（4）生物。冲积扇中几乎不含动植物化石，也很少含有机质。（5）垂向序列。扇向源区退积，形成下粗上细的退积正旋回层序（图3-1），否则相反。在扇体的不同部位，其沉积层序也不相同。图3-1 冲积扇沉积的正旋回沉积序列（二）河流（1）岩性。以碎屑岩为主，次为黏土岩，碳酸盐岩较少出现。碎屑岩以砂岩和粉砂岩为主，一般不稳定组分高，成熟度低，以长石砂岩、岩屑砂岩为主，个别也出现石英砂岩，泥质胶结居多，间或有钙、铁质胶结。砾岩多出现在山区河流和平原河流的河床沉积中，多为复成分。黏土矿物以高岭石居多，伊利石较少。（2）沉积构造。交错层理发育，以板状和大型槽状交错层理为特征。细层倾斜方向指向砂体延伸方向，倾角15°～30°，自下而上细层及层系的厚度变薄、粒度变细，细层具粒度正韵律，层系厚度很少超过1m，一般为30cm或更薄。在一期河流沉积中，大型板状、槽状交错层理发育在下部，小型的发育在上部，波状层理发育在顶部。常见不对称波痕，也可见砾石的叠瓦状排列，扁平面向上游倾斜，倾角为10°～30°。一期河流沉积的底部常具明显的侵蚀、切割及冲刷构造，并常含泥砾及下伏层的砾石。（3）生物。化石少，并且一般保存不好，常是破碎的植物枝、干、叶等。硅化木为河床亚相的指相化石，河漫沼泽沉积中可见炭化植物屑或完整的植物化石。时代较新的河流相地层中可见到脊椎动物化石。（4）垂向序列。具有特征的“二元结构”序列，自下而上表现为下粗上细的间断性正韵律或正旋回，每个旋回底部发育有明显的底冲刷、叠瓦状排列的砾石，下部具有大型板状、槽状交错层理及平行层理的砂岩，上部具有小型交错层理、波状层理、爬升层理，顶部常具暴露大气的标志，如钙结核、干裂等。曲流河垂向序列“二元结构”上、下部单元厚度近于相等（图3-2），而辫状河不仅沉积物粒度较曲流河沉积粗，而且下部单元厚度明显大于上部单元，甚至上部单元缺失（图3-3）。图3-2 曲流河沉积层序（据Klein，1972，Allen，1970；转引自《沉积构造与环境解释》编写组，1984，略修改）（三）湖泊（1）岩性。以黏土岩、砂岩和粉砂岩为主。砾岩少见，仅分布于滨湖区。砂岩一般比海相的复杂，各种类型都有出现；与河流沉积相比，成分成熟度高，石英含量可达70%以上。黏土岩分布广泛，由湖岸向湖心增多。形成于较深水还原环境的湖相黏土岩常含丰富的有机质。碎屑湖泊沉积中也可出现化学岩和生物化学岩，如灰岩、泥灰岩、硅藻土、油页岩等，其厚度及分布较为局限。（2）沉积构造。以水平层理最为发育，有时亦见块状层理。在近岸区可见交错层理、爬升层理等。对称波痕发育，也见较多不对称波痕，波峰走向绝大多数与滨岸平行，不对称波痕的陡坡向岸倾斜。干裂、雨痕、生物扰动构造亦常见到。（3）生物。化石丰富是碎屑湖泊沉积的重要特征。常见的生物化石种类有介形虫、双壳类、腹足类等，无海相化石。藻类也是湖泊中较常发育的生物。轮藻为淡水环境所特有，蓝绿藻、硅藻和部分绿藻也是常见的类型。其中蓝绿藻与海相见到的呈叠层状构造的不同，常呈树枝状或分离的结核团块状构造；红藻在湖相中未曾见到过。此外，陆生植物的根、干、叶、孢粉等的大量出现也是湖相的重要特征。（4）垂向序列。多呈反韵律，多出现由深湖至滨湖的下细上粗的反旋回序列，以此区别于下粗上细的间断性正旋回河流相沉积。图3-3 加拿大魁北克省泥盆系辫状河沉积的垂向层序（据Cant ＆ Walker，1976）（四）三角洲（1）岩性。以砂岩、粉砂岩、黏土岩为主，在三角洲平原沉积中常见有暗色有机质沉积，如泥炭或薄煤层等。无或极少砾岩和化学岩。碎屑岩的成分成熟度和结构成熟度比河流的高。（2）沉积构造。层理类型复杂多样，河流中沉积作用和海洋波浪、潮汐作用形成的各种构造同时发育。如砂岩和粉砂岩中见流水波痕、浪成波痕、板状和槽状交错层理，泥岩中发育水平层理。此外还发育有波状层理、透镜状层理、包卷层理、冲刷-充填构造、变形构造、生物扰动构造等。（3）生物。海生和陆生生物化石的混生现象是三角洲沉积的重要特征，窄盐性生物极少，广盐性生物较多；陆生动植物碎片主要为异地搬运埋藏。一个完整的三角洲垂向序列中，海生生物化石多出现在下部，向上逐渐减少，但陆生生物化石向上增多，甚至在顶部出现沼泽植物堆积而成的泥岩或煤层。（4）垂向序列。最常见的是下细上粗的反旋回层序（图3-4）。在层序顶部，三角洲平原分支河道沉积为下粗上细的正旋回，反映的是三角洲在横向上的相序递变，与河流相沉积的间断性正旋回有显著的不同。（五）河口湾（1）岩性。以分选、磨圆较好的细砂和泥质沉积为主。砂质沉积物中常夹有泥质薄层，代表停潮时流速最小时的沉积，是判别潮汐河口环境的重要标志之一。（2）沉积构造。常发育多种层理构造，既有潮汐环境中常见的羽状交错层理、脉状、波状、透镜状层理，也可见到河流作用形成的板状交错层理、槽状交错层理等。同时层面发育各种类型的波痕，如削顶的、修饰的、双脊的、单峰的、对称和不对称的、小型和巨型的波痕等。波痕的走向受到干扰的现象极为普遍。生物扰动构造也较为发育，由陆向海数量和类型增多，尤其是在泥质沉积物中生物潜穴和寄居构造较为普遍。图3-4 河控三角洲的沉积序列（据孙永传和李蕙生，1986）（3）生物。见较多的受限制的或半咸水动物群，常见介形虫、腹足类、双壳类等广盐性生物。生物个体由陆向海变多变大，并可见树干和植物碎片等。（4）垂向序列。发育向上变细的沉积序列（图3-5）。层序下部由大型单向交错层理组成；中部由大型及小型双向交错层理构成；上部层系厚度明显减小，发育脉状、波状、透镜状层理及小型槽状交错层理。（六）淡化潟湖（1）岩性。以钙质粉砂岩、粉砂质黏土岩、黏土岩为主，粗碎屑岩极少见。可见方解石、铁锰结核、二氧化硅沉积矿物。当潟湖底部为还原环境时，可形成黄铁矿、菱铁矿等自生矿物。岩石常因分散状黄铁矿的浸染而呈暗色或黑色。若为碳酸盐沉积时，则以泥晶、微晶石灰岩及白云岩、含泥石灰岩为主，高能环境下形成的颗粒灰岩较少见。（2）沉积构造。常见水平层理和块状层理，交错层理不发育。层面构造可见对称或不对称波痕，偶见干裂。虫孔少见。（3）生物。化石种类单调，适应淡化水体的广盐性生物如腹足类、双壳类、苔藓类、藻类等数量大为增多。正常海相生物在淡化潟湖中常发生畸变，如出现个体变小、壳体变薄、具特殊纹饰等反常现象。图3-5 砂质潮汐水道沉积序列（据克利夫顿，1982；转引自孙永传和李蕙生，1986）（七）咸化潟湖（1）岩性。以粉砂岩、粉砂质泥岩为主，并可夹有盐渍化和石膏化的砂质黏土岩，几乎无粗碎屑岩沉积，可出现石膏、盐岩夹层。若为碳酸盐沉积时，则主要是灰岩、白云岩，并夹石膏及盐岩层，可出现天青石、硬石膏、黄铁矿等自生矿物。（2）沉积构造。多见水平层理及逆性变形层理，交错层理不发育。盐类沉积中可见周期性溶解作用所引起的溶解面，可见盐类假晶及干裂。（3）生物。属种单调，表现为分异度低而丰富度高。广盐性生物发育，特别是腹足类、双壳类、介形虫等；缺乏狭盐性生物。当盐度增高至一定限度时（一般不超过5%～5.5%），大部分生物即行灭绝。（八）潮坪（1）岩性。浑水潮坪以黏土岩、粉砂岩、细砂岩为主，砾岩极少见。潮下带的潮汐通道内以砂为主，形成水下沙坝、沙滩，并常富含生物介壳和泥砾。潮间带自下而上形成沙坪、混合坪和泥坪。潮上带发育沼泽，可有泥炭沉积；干旱气候下的潮上带可形成盐沼盐坪，有石膏等蒸发盐类沉积。（2）沉积构造。层理类型多样。潮下带的潮汐通道内可见大型流水交错层理、羽状交错层理等。沙坪上常见羽状或人字形的双向交错层理；混合坪上多具有脉状、波状、透镜状层理；泥坪上多见水平纹层或水平波状纹层。在潮坪上，尤其是在沙坪和混合坪上常出现流水波痕和浪成波痕，以及由流水和波浪同时或先后作用而成的叠加类型和波痕。泥坪和混合坪可发育有透镜状层理、干裂、雨痕、冰雹痕、鸟眼、泥皮、足迹、爬痕、虫孔等。干燥气候条件下的泥坪上可见石膏及盐类晶体。再作用面也是潮坪沉积的重要沉积构造标志，尽管它也可出现在非潮汐环境，但仍是潮汐环境较为特征的构造标志。（3）生物。以种类少而数量多、海相和陆相混生为特征，半咸水生物或广盐性生物大量发育，分异度低。潮上带常被植物覆盖，藻类生物较为发育，如藻叠层及藻席等。泥坪上生物较多，扰动强烈；混合坪上生物较少；沙坪上更少，偶尔可见生物粪粒聚集成层。（4）垂向序列。以向上变细的海退（进积型）正旋回序列（图3-6）最为常见。图3-6 进积型碎屑潮坪相模式（据莱茵森，1979；转引自《沉积构造与环境解释》编写组，1984）（九）无障壁海岸（1）岩性。以质地较纯的石英砂最常见，稳定组分含量高，重矿物相对较富集，圆度、分选较好，成分成熟度和结构成熟度都较高。（2）沉积构造。临滨带槽状和板状交错层理发育，临滨下部可见水平层理及生物潜穴。前滨带发育大型冲洗交错层理，为无障壁海岸沉积最典型的标志；沿层理面见有水流线理或剥离线理；并且层面上还常发育各种浪成波痕、菱形波痕、细流痕以及其他层面构造。（3）生物。常见数量不等的各门类海相生物及碎片，有时在滨线一带可形成薄的介壳层，它们多属不同生态环境的生物所构成的生物组合，生物介壳一般都具有破碎、磨损和圆化现象。（4）垂向序列。多为进积型下细上粗的反旋回沉积序列（图3-7）。图3-7 进积型砂质海岸沉积序列模式（据《沉积构造与环境解释》编写组，1984）（十）浅海（1）岩性。主要为黏土岩、粉砂岩、细砂岩，砾岩较少，不稳定成分少，具有较高成分成熟度和结构成熟度。沉积颗粒的圆度及分选较好，但比海岸相稍差，填隙物多为化学胶结物。除此外还有大量化学岩及生物化学岩，如碳酸盐岩，部分铁、锰、铝、磷沉积岩等。海绿石、鲕绿泥石等铁硅酸盐矿物是浅海陆棚的特征自生矿物。“竹叶状灰岩”为碳酸盐岩浅海特有岩性。（2）沉积构造。可发育对称或不对称波痕及交错层理，丘状交错层理是浅海环境特有的沉积构造。水体较深处水平层理发育，尤其黏土岩中薄而清晰的水平层理发育。生物扰动构造、冲刷面、虫孔、虫迹常见，但没有干裂和雨痕。（3）生物。发育种类和数量众多的狭盐性生物，如珊瑚、海绵、苔藓虫、层孔虫、藻类、腹足类、双壳类、腕足类、棘皮类、有孔虫、头足类等。（4）垂向序列。浅海背景沉积形成的沉积序列以发育水平层理或块状层理的泥和粉砂为主。但事件水流可以暂时使静水沉积的面貌发生改变而形成强水动力事件沉积，从而在垂向序列中出现事件沉积穿插于背景沉积之中的特点。如果事件水流强度大且发生频繁，可以形成以事件沉积为主，背景沉积夹于其间的垂向序列。常见的事件水流有风暴流、潮汐流和海流，其中以风暴流形成的事件序列（图3-8，图3-9）最为常见。图3-8 风暴流沉积的理想沉积序列模式（据Kreisa ＆ Bambach，1982；转引自王良忱和张金亮，1996）图3-9 具粒序层的风暴沉积层序（据Brenchey，1985；转引自王良忱和张金亮，1996）（十一）半深海（1）岩性。主要为悬浮沉积物、浊积岩和等深积岩。悬浮沉积物主要是含浮游生物化石的泥岩、硅质岩和灰岩；浊积岩主要是具鲍马序列的碎屑岩和碳酸盐岩；等深积岩主要是砂岩。（2）沉积构造。悬浮沉积物中生物扰动构造常见，泥质沉积不显层理，可见虫迹。在无生物扰动的情况下，可出现水平纹层。浊积岩中鲍马序列发育，可见粒序层理、平行层理、交错层理和水平层理及块状层理。等深积岩中可见交错层理，生物扰动构造。（3）生物。化石主要以腹足类为主，还可见双壳类、腕足类、放射虫、有孔虫等。浊积岩中可见浅水底栖有孔虫、钙藻化石和大型介壳化石等。（4）垂向序列。悬浮沉积形成的沉积序列以发育水平层理的泥岩、硅质岩和灰岩为主，浊积条件下常形成进积型反旋回沉积序列（图3-10），等深流沉积情况下常形成具逆-正递变层偶的等深积岩序列。图3-10 海底扇反旋回的沉积序列（据Walker，1984；转引自王良忱和张金亮，1996）（十二）深海（1）岩性。主要为富含浮游生物的硅质岩和黏土岩，常见锰结核、浊积砂岩和灰岩，偶见底流砂岩和冰积砾岩。（2）沉积构造。以水平层理和块状层理为主，浊积岩中可见粒序层理、平行层理、交错层理和水平层理及块状层理。冰积物中可见落石构造。（3）生物。以浮游生物为主，常见抱球虫、翼足虫、放射虫和硅藻。底栖生物稀少，种类单调，不能形成底栖生物的显著堆积。（4）垂向序列。常见泥岩和硅质岩的加积序列，可有浊积序列、底流序列或冰积物等穿插其中。（十三）碳酸盐岩碳酸盐岩的沉积环境模式比较复杂，威尔逊模式（图3-11）是最常用的一种，该模式下各环境单元的鉴别特征见表3-2。图3-11 威尔逊碳酸盐沉积相模式（转引自刘宝珺等，1985）二、实习内容根据所提供材料，分析××地区上古生界××组剖面和××地区寒武系沉积剖面的沉积环境，并在图上合理表示。三、实习目的与要求（1）掌握地层剖面沉积环境的分析方法。（2）识别和总结所分析剖面的各种沉积相特征。（3）掌握沉积相剖面柱状图的表示内容和表示方法。四、分析方法步骤与注意事项（1）认真阅读并熟悉提供的资料，了解该剖面的相序单元及其构成。（2）根据实际资料与各种沉积相模式特征的对比，确定各单元的沉积环境（沉积相），分析方法一是由大到小进行分析，即：1）先由生物标志确定环境组，是属于陆相、海相、过渡相；2）根据岩性特征、沉积构造等特征确定沉积相类型及其沉积环境，分析中要注意各单元的剖面结构特征（沉积单元是向上变细，还是向上变粗），并与各种沉积相模式特征进行对比，同时，还要注意能够反映沉积环境的成因标志的指相意义；表3-2 碳酸盐沉积相带特征3）确定沉积相后再根据其沉积特征综合分析确定沉积亚相和沉积微相。（3）将分析结果表达在沉积柱状图上。（4）在分析和做图的过程中要注意以下几个问题：1）所给剖面柱状图（图3-12）中有2个沉积间断面，应将该剖面分为三段，分别进行分析；2）所给剖面柱状图（图3-13）为连续沉积，应进行整体分析；3）在分析过程中注意瓦尔特相律的运用；4）注意图面表达的规范和清晰。五、实习资料和作业（一）实习资料（1）××地区上古生界××组地层沉积剖面柱状图（图3-12）。（2）××地区寒武系沉积剖面柱状图（图3-13）。（二）作业在剖面柱状图上分析沉积相和亚相（图3-12，图3-13），编写实习报告，要求阐明剖面涉及的各沉积环境的主要特征（即确定各种相、亚相、旋回性、沉积界面、沉积演化的依据）。实习报告三 地层剖面沉积环境分析学号______ 姓名______ 成绩______1.在图3-12的剖面柱状图上分析沉积相和亚相图3-12 ××地区上古生界××组地层沉积剖面柱状图沉积学及古地理学实习指导书2.在图3-13的剖面柱状图上分析沉积相和亚相图3-13 ××地区寒武系沉积剖面柱状图沉积学及古地理学实习指导书

1.沉积环境大多数现代礁（图9-13）发育在浅水中。最明显的是位于陆架边缘的线礁，通常称为堡礁（barrier reef）。这种礁整体上侧向连续性强，可能延伸上百千米，例如澳大利亚的大堡礁，它沿着澳大利亚东部陆棚延伸了大约1900km（图9-14）。少数现代海洋，陆架狭窄，线礁沿海岸线发育，没有潟湖的干扰，称为岸礁（fringing reef）。孤立的环状礁称为环礁（atoll），发育在太平洋中的海山顶部周围。环礁能够屏障波浪，在中间形成浅水潟湖。小环礁（faro reef）呈现环状（和环礁很像），发育在潟湖中或者环礁边缘。小而孤立的块状礁通常称补丁礁、宝塔礁（table reef）或桌礁，该类礁发育在大陆架边缘或零星分布在中陆架。顶部平坦的宝塔礁也可发育在深水环境中（图9-15）。图9-13 现代珊瑚礁图9-14 澳大利亚大堡礁图9-15 几种主要类型的礁示意图生物丘一般发育在安静的浅水或较深水环境中，是由较小、纤细或孤立的生物形成的建造，可通过无机过程辅助发育（James et al.，1992；Monty et al.，1995）。微生物丘（微生物能间接使碳酸盐沉淀）是由叠层石或凝块灰岩等组成；骨骼丘是由造礁生物体如藻类、苔藓虫（bryozoans）、海绵、非造礁型六射珊瑚类、某些腕足类（Brachiopods）和双壳类（Pelecypods）动物建造而成；泥丘主要堆积灰泥，夹杂各种化石。生物丘小的只有1～5m高，大的可达100m（Wendt et al.，1997）。2.造礁生物虽然我们倾向于认为只有珊瑚是造礁生物，但事实上有很多生物也能造礁。这些造礁生物包括蓝-绿藻（蓝细菌）、红藻、绿藻、结壳有孔虫类和结壳苔藓虫类（Bryozoans）、海绵类和软体动物类等（图9-16）。在地质历史中，造礁生物也包括一些现在已经绝灭了的组群，例如古杯类、层孔虫类（Stromatoporoid）、窗格苔藓虫类和固着蛤类。珊瑚是主要的现代造礁生物，可区分两种类型珊瑚。造礁的六射珊瑚是主要的浅水造礁珊瑚。造礁珊瑚和很多单细胞生物共生，尤其是藻类，统称为虫黄藻（zooxanthella）。藻类生活在珊瑚细胞中或者之间，通过光合作用给珊瑚提供养分（Cowen，1988），另外，通过光合作用消耗二氧化碳也能促进碳酸钙的形成。由于虫黄藻生长在透光带，所以造礁珊瑚一般被限制生长在非常浅的水域。而非造礁珊瑚缺乏这种共生关系（或者不需要共生关系），所以它的生长范围就不再局限于浅水环境（Willisonet et al.，2001）。有些种类的珊瑚从造礁地区到非造礁地区都有发育（Best，2001），它们是形成现代深水碳酸盐建隆的主要生物，从浅水到2000m的深水范围都有分布（Stanley et al.，1988）。Hatcher在2001年已经对浅水和深水珊瑚的不同种属特征进行了研究。有些造礁生物，像珊瑚和层孔虫，是主要的骨架建造者（图9-16），它们建成坚硬的抗浪礁核。其他的像海百合等骨架可能被破坏成碎片，是主要的沉积物贡献者。有些生物体、海草等生物能够减弱水流，形成低能环境，有利细粒沉积物沉淀。蓝细菌（形成叠层石）能捕获、黏结沉积物。微生物是主要的促沉淀者，例如蓝细菌能促进灰泥的沉淀。图9-16 礁和丘中的造架生物、碎屑供应者、障积物、黏结物、促沉淀者等造礁生物的形态从细枝状到球状和团块状都有（表9-3）。造礁生物的生长形态和水动力密切相关，因此，礁体不同部分的生物形态也不一样（图9-17）。礁体上水动力弱的地方，生物多呈细枝状或板状，水动力强的地方，多呈球状，包壳或者平板状也常发育，有利于抗击波浪冲击。表9-3 造礁生物的生长形态及其最常出现的环境类型图9-17 线状礁的理想剖面3.礁体环境这里我们不对所有类型的现代礁和礁相进行讨论，而着重把发育在台地边缘、高能环境中的礁看做高能礁的一般模式，讨论它的发育环境和相带。图9-18所示为线状礁的主要相类型。按地形礁体分成礁前（reef front）、前礁（fore reef）、礁顶（reef crest）、礁坪（reef flat）和礁后（back reef）几个相带（图9-18）。礁主体部分由一个中心核——礁骨架组成，它逐渐向海进入礁坡相和堆积着疏松礁体碎屑的礁前堆积。表面几乎平坦、水深最浅、位置最高的部分称为礁坪。礁坪朝陆发育礁后骨架砂（发育珊瑚藻灰岩）和浅水潟湖沉积。图9-18 组成礁不同部分的典型碳酸盐沉积物的类型图9-19也表明了组成礁不同部分的典型碳酸盐沉积物的类型。图9-19中所用的砾状灰岩、障积灰岩、骨架灰岩等名词是根据Dunham（1962）的石灰岩分类改写的。砾屑泥晶灰岩和砾屑灰岩，颗粒粒径大于2mm，含量大于10%。砾屑泥晶灰岩由灰泥支撑，砾屑灰岩由颗粒支撑。障积灰岩是由生物体的捕获、遮挡沉积作用形成的；黏结灰岩是生物的结壳和黏结作用形成，例如结壳有孔虫，苔藓虫；骨架岩是由珊瑚等生物形成，有坚硬的骨架结构。图9-19 具有良好骨架的典型现代珊瑚礁相模式相带的变化也代表水体能量的变化，并且控制着沉积过程和每个生物礁相带中生物的类型。在礁顶水动力最强，骨架成分（骨架灰岩）含量也最高。朝礁前和礁后（水体能量减弱，骨架成分含量也随着减少。总体来看，生物礁中骨架成分的含量比非骨架成分含量要小。Longman（1981）将礁构造比做苹果，有一个中心核或骨架，周围包裹着可以食用的果肉。非骨架成分是由不具骨架结构的棘皮类动物，绿藻，软体动物等生物和波浪破坏礁体形成的生物碎屑和沉积在低能区带的灰泥组成。礁前斜坡堆积和礁后骨架砂带完全是非骨架组分，主要是来自礁体自身的碎屑。相对来说，在该带内生活的生物较少。4.低能礁相高能的台地边缘礁首先是一个完整的由珊瑚虫和珊瑚藻建造的骨架，朝海方向发育灰质角砾构成的礁前堆积（fare-reef talus），以及深水灰泥或者页岩；朝陆方向发育礁后骨架砂（back-reef coralgal sands）和细粒潟湖沉积，这是高能环境中发育的礁体相模式。但还有很多礁体发育在相对低能的环境中，这种礁体不具有高能环境中礁体的特征相带，在平面上成圆形或者椭圆形。礁体上生长的生物多易被破坏，外形呈枝状。一些低能环境中的生物礁没有上面描述的典型礁体结构，由类似造礁生物形成的钙质砂和泥构成（James，1984c）。其他低能环境中的建造是由非造礁生物形成的，有生物碎屑形成的丘状堆积和富含骨架生物的生物碎屑灰泥，也有少量的黏结岩。这些构造称为生物丘，或简称丘（James et al.，1992a）。

（一）现代和前寒武纪的差别现在是解释过去的钥匙，利用现代沉积物来解释类似的古代沉积岩，采用现实主义原则是沉积学领域一个重要的手段。但是，现代与前寒武纪时间间隔大，沉积作用之间必有着重大的区别：（1）前寒武纪没有无脊椎动物的捕食和钻孔，因而前寒武纪藻叠层石生长环境不会像现代仅限于宏观动物难以生存的高盐分或其它恶劣环境（Walter,1976）。潮下带成为藻类生活和活动的有利地区。（2）前寒武纪藻类以蓝绿藻为主，在杨庄期－雾迷山期（14—12亿年前）虽出现真核藻类，但仍以原核藻类为主。非钙质藻与后来的钙质红藻对叠层石的形成发育效果是不同的。（3）前寒武纪末期氧含量才迅速增加（Gebepein,1969），前寒武纪氧含量低而二氧化碳含量相对高，从而有利于蓝绿藻的光合作用和发育，同时还原环境（缺氧环境）有利于叠层石的保存而不致于被氧化破坏。（4）前寒武纪海水的成分和pH值可能跟现代有差别。根据硅质沉积物的推测，早前寒武纪的海水中pH值比现代高。叠层石的胶结作用正常地进行于前寒武纪海水中，但这一现象在古生代中断（Gebelein,1969）。胶结作用越早越有利于叠层石的生长与保存。（5）在燕山西段及邻区，雾迷山期和杨庄期属陆表海环境，海底平坦而稳定，有利于碳酸盐岩和叠层石的形成。因此，在相差极远的时代应用现实主义原则时应小心谨慎。环境和时代的不同可能导致叠层石产出状态的差异。不能套用现代环境模式去解释古代叠层石成因。（二）叠层石的环境解释现代叠层石多见于潮间和潮下带，潮下带也有。现代潮下带叠层石产地有：Bermuda(Gebelein,1969),Bahamas(Neumnn et al.,1970),Hamelin Pool(Playford and Cockbain, 1976,in Walter,1976）。潮下带的生物群落似乎由比潮间带同类少并倾向于复杂和较高级的特定种属组成；但在早前寒武纪，较稳定的潮下环境经潮间环境更易导致叠层石的生长和发育（Awramik,1976,in Walter,1976）。以前认为Shark湾 Hamelin Pool叠层石仅存在于潮间带，但后来发现至少在水下3.5m处存在叠层石，并且有些潮下叠层石平行风向定向。在百慕大很清的水体中，藻席见于水深50m的礁前斜坡上，大量生长最迅速处通常小于10m。在巴哈马安德罗斯岛，海岸的最上部（即潮上带）最不适应藻席沉积的发育，主要叠层石沉积起始于中海岸线带，向下越来越发育，向低水位线方向形态由不规则穹状至顶平穹状，而柱状叠层石仅能形成于水下并于适当的深度，核形石是低能产物（Monty,1972,in Bhattacharyya and Friedman,1983）。然而，Gebelein(1969）认为巴哈马台地Joulters Cays的核形石形成于与叠层石类似的环境，不同的是核形石有较大的周期性紊流存在，核形石存在的最大水深是小于1m处。同时他还提出，叠层石（狭义的）和层纹石需有一个稳定的基底，在高能的砂质海岸，其冲刷作用和沉积物运动连续不断，完全缺乏叠层石和层纹石。潮上带仅在风暴期间有水，沉积物薄，风暴过后藻类生长可能产生纹层，但干裂翘曲被冲走，因而真正的潮上环境并不具典型的纹层状沉积（Walter, 1976）。S.N.西里比亚科夫和M.A.西米哈托夫（1974，参见沙庆安等，1983）通过对里菲叠层石和现代叠层石的对比研究，认为前寒武纪的叠层石大多数是在潮下带形成的，到显生宙由于捕食运动和钻孔动物的发展，造叠层石的藻类才被赶到特殊的生态环境里，叠层石的种类和数量也相应减少，致使潮间带叠层石才日益占据重要地位。Serebryakov(1976,in Walter,1976）并认为西伯利亚Omakhta Suite沉积韵律中（里菲期）的柱状叠层石被层状叠层石取代可能与盆地逐渐变深有关。Awramik(1976,in Walter,1976）认为加拿大Gunflint叠层石形成于潮下带，常有搅动作用，水体富含硅质，环境影响微生物的同时也影响了叠层石的形态。锥柱状叠层石与波痕、交错层理、层内砾屑岩、鲕粒等高能构造共生，反映其沉积时水体动荡（Donaldson,1976,in Walter,1976;Swett和Knoll, 1985）。Collinson和Thompson(1982）认为含不连续同心纹层的核形石是在安静条件下藻类粘结沉积物而成，偶而有高能事件将核形石旋转并在另一侧生长。他们还提出前寒武纪叠层石形成的必要条件仅仅是有水有阳光。Grey and Thorne(1985）将西澳大利亚Duke Creek白云石（200Ma）的柱状叠层石解释为泻湖-潮下环境，纹层状叠层石为潮间环境。赵澄林等（1977,1979）提出由潮下向潮上带叠层石的形态依次为层状—波状—锥、柱状—波状—层状，反映环境能量由低—高—低，波基面以下的潮下低能带，由于水体较深，光合作用弱，藻叠层不发育。对比前人对现代和古代叠层石的描述和解释，可以认为燕山西段雾迷山组和杨庄组叠层石主要是潮下带的产物，潮间带少量存在。当时本区处于一个相对稳定的陆表海环境，无捕食动物和钻孔运动的存在，安静舒适的潮下带是藻类生活的主要场所。潮间带由于时而暴露大气中缺少水分，当时的蓝绿藻可能最多是刚刚适应这种时而缺水的条件，因而不会很繁盛，叠层石的丰度也相应地少，而且潮间带水体动荡不利于叠层石的形成和保存（仅能存在于受保护的潮间环境）。潮上带只有在风暴期间覆盖一层海水，长期处于干燥的条件下，蓝绿藻只有在风暴期间覆盖一层海水，长期处于干燥的条件下，蓝绿藻自然很难生存，而且当时的蓝绿藻很难说已经适应了淡水条件；此外，潮上带的薄层沉积物（即使能形成一些叠层石）干裂收缩后又会被下次风暴携带走，从而潮上带很少有藻类沉积保存。层状—波状—锥柱状叠层石之间的形态差别可能是环境因素引起的，并反映水体能量由弱变强（Hoffman,1976,in Walter,1976；赵澄林等，1977,1979），因为它们的显微结构有时是一致的，很难是单一由生物因素控制。层状叠层石属最低能的环境（与波状、锥柱状比较），主要发育在波基面之下的较低能环境，以层状生物丘形式存在，纹层较密集，有机质较富集，色暗，为密纹层叠层石。层状叠层石也可见于受保护的潮间环境，特征是具干裂收缩缝，色浅，纹层不规则，为普通纹层叠层石，还可见鸟眼构造和球泡显微结构。锥柱状叠层石则是高能环境的产物（Donaldson,1976,in Walter,1976;Swett和Knoll,1985），位于潮下带的上部或部分潮间带环境。所见的锥、柱状叠层石绝大多数是无壁的，叠层石柱体在成分、颜色方面与围岩一致，很可能反映是属于水下种属，即为潮下带产物。而有壁的锥、柱状叠层石则可能是潮间的产物，壁的形成可能和早期干裂收缩有关。波状叠层石介于层状和锥柱状之间，常为层状-锥柱状韵律的中间产物，所处的环境也自然处于层状和锥柱状之间，特征更倾向于类似层状叠层石。核形石和凝块石常和其它叠层石共生在一起，甚至多数锥柱状叠层石和少数层纹石的基本纹层是由拉长定向的核形石和/或凝块石组成的，反映核形石和凝块石的生成环境和其它叠层石相邻。核形石经常被胶结成藻葡萄石，是安静环境下的产物（Collinson and Thompson,1982）；花纹石（凝块石）无任何水动力改造特征，因此可以认为它们都是低能条件下的产物，可能是潮间泻湖、水下凹地（如藻生物丘之间、废弃潮汐沟道等）等局部低能环境，在有强水动力条件改造尚未固结的核形石和凝块石时，很可能形成锥状、柱状、层状和波状叠层石，并充填在有壁叠层石的柱体之间。核形石和凝块石同时见于一种环境中，甚至同时存在于同一薄片中，产生如此同一环境而不同特征的原因可能是生物因素或成岩因素造成的。正如S.M.Awramik(1976,in Walter,1976）的提到的那样，环境影响微生物的同时也影响了叠层石的形态。根据以上讨论可得出叠层石种类与环境之间的关系图（图4—2）。图4—2　叠层石种类与环境间的关系

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由物理、化学和生物沉积作用共同实现的物质的迁移和聚集过程称为复合（或复杂）沉积作用。在复合沉积作用中，总是先在沉积盆地以内，通过各种作用（物理、化学、生物或它们的复合作用）生成某种游移性的中间产物，这些中间产物再在动力作用下或多或少被搬运，最后才以机械方式沉积或静止下来。这些中间产物的形成和沉积有赖于特定的环境条件，这使它们常常带有极深重的环境色彩，因而在环境研究中已成为人们的重点关注对象。由于复合沉积作用都要通过机械方式才最后完成，所以由复合沉积作用形成的沉积物在结构面貌上就与陆源碎屑沉积物相似。例如，中间产物也可像陆源碎屑那样划分成不同的粒度级别，含较多粉砂级以上中间产物的沉积物也可表现出不同的分选程度或支撑类型等。这种相似性最先由Folk（1962）在研究灰岩时正式确立并被誉为 “具有划时代意义” 的研究成果而很快得到普遍承认。自那以后，对碳酸盐沉积物的研究就进入到了一个全新的发展阶段，研究范围也从古代沉积物扩展到现代沉积物。现在，人们对复合沉积作用中的许多问题，特别是对许多中间产物的形成机制、与环境条件的关系等已有相当深入的了解，其研究成果对其他与化学或生物化学沉积作用有关的沉积物（如硅质、铁质、磷质沉积物等）的研究也有很大启发，有些理论已直接被运用到这些沉积物中。下面就以碳酸盐沉积物为例，介绍复合沉积作用形成的主要中间产物和由它们堆积形成的沉积物的结构特征。从结构面貌出发，复合沉积作用形成的中间产物可按粒度分为两大类：一类是泥级大小的细微质点，称泥晶；另一类是粉砂或以上级别的较粗粒实体，称自生颗粒。泥晶又称微晶（micrite），是指呈机械性运移和沉积的泥级碳酸盐质点。Folk（1962）认为，刚沉积的泥晶（如现代海洋中正在沉积的泥晶）的粒度一般不超过4μm，大体与“泥” 的粒度相当。泥晶可以是单个的晶体，也可以是由更细小的晶体与其他物质（如有机质）共同构成的小集合体。由于在风化条件下碳酸盐矿物易被溶解，所以这种碳酸盐泥晶不会是陆源碎屑成因而只能是盆内或自生成因。一般说来，碳酸盐泥晶可由化学沉淀、其他自生颗粒的机械磨蚀（包括动物咀嚼、消化时的机械研磨）和生物体内超微硬体在软体腐烂后自行散落形成。在具体的泥晶沉积中，除了可用电子显微镜识别由生物超微硬体（如颗石藻体内的圆盘、圆环形钙板）形成的泥晶外，通常很难确切鉴别它们的具体来源。由于泥晶过于细小，普通偏光显微镜下只能观察它们集合体的集合偏光现象：若泥晶中混入杂质（有机质、粘土、铁质等）较少，整个泥晶可呈半透明的浅灰色，给人以灰蒙蒙的感觉，若混入杂质较多，颜色则会加深，但在显微镜下均看不出闪突起，也没有消光位，高级白干涉色与单偏光镜下的颜色也相似。若混入有机质过多，整个泥晶就会变得不透明。作为一种微小的游移性固态质点，泥晶沉积只能是低能或静水条件的产物。自生颗粒是复合沉积作用中最典型、最有特色的形成物，下面进行详细介绍。（一）自生颗粒Folk（1962）最早将自生颗粒称为异化粒（allochem，异常化学颗粒），我国也有人称为粒屑，在不会引起误解的情况下，通常就简称为颗粒（grain）。自生颗粒是指在沉积盆地以内由化学、生物、机械或它们的复合作用形成的粒度不小于粉砂级的游移矿物集合体（极少数也可以是单晶体）。在同一自生颗粒内其构成矿物通常都是相同或相近的，当然也可以含有有机质、粘土等杂质，少数也可含有陆源碎屑。自生颗粒的种类非常多，按它们在沉积以前所经历的特征形成作用，大致可分为磨蚀颗粒和加积凝聚颗粒两大类。磨蚀颗粒的特征形成作用主要是机械破碎和磨蚀，粒度有减小趋势。加积凝聚颗粒的特征形成作用是加积或粘合，粒度曾经历过一个增大过程。磨蚀颗粒有两种，即生物碎屑和内碎屑，加积凝聚颗粒比较复杂，主要有鲕粒、团粒、凝块石和核形石等。1.磨蚀颗粒（1）生物碎屑（bioclast）生物碎屑可简称为生屑，又称化石颗粒或骨粒，指粒度大于泥级的游移性生物硬体，由带骨骼或外壳的生物（主要是无脊椎动物和骨骼藻类）死亡、软组织腐烂后形成，也可由这类生物被食肉动物咀嚼或吞食，再以废物形式吐出或排泄形成。生物碎屑种类繁多，形态、大小变化很大。为了能借助生物种类与环境的关系来研究沉积环境，常需要鉴别生物的种类，鉴别依据包括生屑的外形、生物显微构造（孔、管、刺、腔等等）、壳体厚薄、大小和由生屑内部构成矿物显示的显微结构。当生屑破碎严重、原有形态、显微构造等难以辨认时，壳体的显微结构就是鉴别的关键（表15－2）。大多数生屑只有一种显微结构，也有些生屑具有两种显微结构，如有些有孔虫壳体的外层为隐粒结构，内层为层纤或玻纤结构，少数腕足和双壳除平行片状结构或多晶结构外还有柱状结构等。生物和它生活的环境可看成是一个和谐的统一体，由水体盐度和深度等构成的生态环境对生物种类及其繁盛程度有较严格的控制作用（表15－3），反过来，利用沉积物中生屑的种类和繁盛程度就可推测它们的沉积环境条件。但是，生屑也可被动力搬运到它生活区以外的地方，只有区分了原地生物和异地生物后才能按原地生物的生态环境推测当时的沉积环境。区分原地生物和异地生物依据生屑所受物理改造程度，即生屑的自形程度。自形程度也称破碎程度，指生物固有整体生长形态或活体中主要靠软组织联结的各单位硬体生长形态的完整程度。大体上可分成自形、半自形和他形三个级别（图15－23）。磨蚀程度主要判断依据是生屑固有尖棱部位，如刺、脊、薄边或断口处的圆化程度。原则上，生屑愈自形、磨蚀愈差，原地生物的可能性愈大。但是，生屑的圆化程度通常只能用作参考，因为生屑尖棱部位也是最容易溶解的部位，该部位的圆化并非一定是机械磨蚀造成的。在实际的生物碎屑沉积物中，绝对原地的生屑是很少见的，多少都会被搬运，只要不是被风暴流、浊流等远距离搬运，在一般较为宽泛的环境研究中，生物固有的生态习性通常都有重要的指示性意义。生屑在环境中有时还会带上两种较特殊的附加特征，即泥晶化和藻包壳，它们在环境分析中也有较重要的参考价值。表15－2 常见生物碎屑的显微结构表15－3 主要生物繁盛时的典型生态环境图15－23 薄片中几种生物碎屑的自形程度（大小未完全按比例）◎泥晶化（micritization）：是指生物硬体在保持形态不变的情况下，由表及里逐渐变为泥晶质的过程，就像是被泥晶交代了一样。在碳酸盐沉积物中，任何生屑都可能泥晶化，但只有非隐（微）粒结构生屑的泥晶化才易于识别。泥晶化有强弱之分。弱（或轻微）泥晶化只是生屑的某个局部或表面一薄层变成了泥晶质，其余绝大部分还未受影响。当泥晶化向内扩展使整个表层的泥晶化变得十分明显，只是还未达到硬体体积一半时，称中等泥晶化。已泥晶化的表层也称为泥晶套（micritic enveloe）（或破坏型泥晶套）。若泥晶化超过了硬体体积的一半，硬体显微结构只在局部残留，或者整个硬体全部泥晶化而像一个泥晶铸型，即为强泥晶化（图15－24）。现在认为，泥晶化是由超微钻石藻和某些异养细菌钻孔作用造成的，但具体机理还不十分清楚，可能与它们钻孔过程中分泌的某些物质的化学作用有关。◎藻包壳（algal coating）：是指低等蓝绿藻（或还有红藻）和细菌等粘附在生屑表面生长繁殖形成的完整或不完整的泥晶质包壳（也称建设型泥晶套）。它不影响硬体内部，与硬体表面常有清楚的界线，其外表面常有丛生状特点（图15－25）。藻包壳对生屑免遭磨蚀具有一定积极意义。图15－24 一个腕足动物碎片泥晶化的发展进程图15－25 生屑的藻包壳在同一生屑中，泥晶化和藻包壳可以单独出现，也可同时出现。据研究，浅水或极浅水环境对泥晶化或藻包壳形成最为有利，其形成水深通常不超过40m，更多地则小于20m，但过强的碰撞、摩擦也会妨碍藻包壳的发育，因而广泛发育的泥晶化常被看成是潮下浅滩环境的标志，而藻包壳则在低能潮间或某些背风、低洼环境中较为典型。（2）内碎屑（intraclast）内碎屑是指先沉积的碳酸盐沉积物在固结或半固结状态下（通常未埋藏或浅埋藏），在沉积盆地以内经机械破碎形成的一种自生颗粒，破碎营力主要来自流水和波浪等的冲刷、扰动或击打。当沉积物发育有泥裂或被钻泥生物挖掘过时，破碎将更容易发生。按自然粒级划分标准，大小在砾级、砂级和粉砂级的内碎屑分别称为砾屑、砂屑和粉屑。当然也会有泥级大小的泥屑，只是在结构上泥屑已无法辨认而被归于泥晶范畴。内碎屑的外形变化很大，大体上与先成沉积物的固结程度和粒度（或破碎程度）有关。固结程度较低的内碎屑粒度往往较粗（中粗砾级以上），常呈半塑性、不规则的拖曳状外形，沉积后的挤压还可使相邻内碎屑发生局部粘连或融合。固结程度较高的内碎屑常具较刚性的外貌，其中粒度较粗者（如砾屑）多为板状、饼状，少数为粒状，粒度较细者（如砂屑、粉屑）则多为粒状（图15－26）。内碎屑构成矿物（碳酸盐矿物）的易磨性、易溶性和结构的相对松散性还常常使之具有较好的磨圆度（很少呈棱角状）。图15－26 常见内碎屑的几种形态由于只有固结相对迅速的沉积物才不至于在水动力作用下完全被分散，所以内碎屑多由泥晶或主要由泥晶构成，在砾屑或较粗砂屑内部也可含陆源粉砂或任何类型的自生颗粒并常有粘土杂质混入。有时内碎屑也可单纯由藻纹层或被胶结在一起的自生颗粒构成。有些主要由泥晶构成的内碎屑因长期处于氧化条件还可在表面形成红色氧化圈。内碎屑内部成分和结构上的差异显然是由先成沉积物的多样性造成的，是内碎屑形成的前期历史的反映。内碎屑形成后可以在原地或近原地沉积，也可被搬运到较远的异地沉积，其中粒度较粗的砾屑大多搬运不远，易沉积在原地及其附近或水动力高低转换频繁的潮汐水道内，也可被风暴流、浊流等搬运到半深海或深海中。砂屑或粉屑粒度较细，搬运距离常常较远，沉积范围很广。由生物礁破碎成的礁屑可看成是成因特殊的内碎屑，其中砾级或较粗砂级礁屑常含有骨架生物或结壳生物，常堆积在礁翼，礁前或其附近。2.加积凝聚颗粒（1）鲕粒（ooid）鲕粒是由核心和核外包壳构成的形同鱼子的颗粒，以球或椭球形为主，有时可多少承袭核心的形态，表面一般光滑，大小通常在砂或粗粉砂级范围。鲕粒核心是成鲕的基础，包壳就紧紧包覆在它的表面上。许多物质都可成为鲕粒核心，如陆源碎屑、生物碎屑、内碎屑、藻团或化学沉淀的泥晶或凝胶体等。有时鲕核非常细小而不易分辨。两个以上较小鲕粒或较小鲕粒与藻团等等聚合在一起可作为一个更大鲕粒的核心，这种鲕称为复鲕（compound ooid）（图15－27）。少数情况下，鲕核部位是一个空洞（可能是由成鲕后的选择性溶解造成的），这种鲕称为负鲕（negative ooid）。鲕粒包壳是鲕粒的本质所在，是成鲕过程的记录。按包壳的结构，鲕粒可分成放射鲕和同心鲕两种基本类型。放射鲕（radial ooid）的包壳由针（纤）状、叶片状、柱状方解石（偶尔为白云石、现代鲕粒为文石）垂直核心表面紧密排列而成，有时还间杂有呈放射状排列的泥晶。放射鲕的粒径不超过0.6mm（Poncet，1984），最细小的放射鲕可达细粉砂级。同心鲕（concentric ooid）包壳由不透明到半透明的泥晶质同心圈层或间互出现的不透明圈层和透明圈层构成。单一圈层的厚度大致在几到几十微米之间，不同鲕粒包壳中的圈层数可相差很大，多则几十圈以上，少则1～2圈。同心鲕的粒径大多在0.2～2mm之间，超过2mm时可称豆粒（pisoid），但这个界线并不十分严格。大多数鲕粒的核心都位于鲕粒的中心部位，这时可按包壳厚度与核心半径的相对大小将鲕粒分为真鲕（或正常鲕）和表鲕（或薄皮鲕）两类。包壳厚度大于核心半径时为真鲕（true ooid），包壳厚度小于核心半径时为表鲕（superficial ooid）。因此，具体鲕粒就有放射状真鲕、同心状表鲕等的不同。另有少数同心鲕的核心可明显偏离鲕粒的中心，这种鲕称为偏心鲕（eccentricooid）。通常，偏心鲕也可看成是真鲕（图15－27）。图15－27 常见鲕粒的内部结构现在多数人都认为，所有鲕粒都具有大致相同的形成机理，即都是环境水体的扰动使裸露的核心或还处在成长过程中的鲕粒悬浮起来，同时围绕它们进行快速化学沉淀的结果，因而核心，扰动水体和CaCO3过饱和就是成鲕的三个前提。成鲕过程中，水体扰动和由此导致的核心或鲕粒的悬浮总是间断性的、反复的，并总会伴随相互间的碰撞和磨蚀，但快速的化学沉淀除可抵消磨蚀损耗以外，仍然可使包壳逐渐加积增厚。在磨蚀和加积的共同控制下，鲕粒逐渐长大，表面也基本保持光滑，外形也逐渐向规则球状趋近。据对现代鲕粒的观察，在鲕粒表面沉淀的针状文石在碰撞不太厉害或水溶液不含或少含杂质时可呈放射状形成放射鲕，而在碰撞较强或水溶液同时富含其他杂质时将呈切线状，晶体也不会长得很大，只能形成同心鲕。由此推测，放射鲕当形成于相对低能或间歇性高能环境，故也称低能鲕，同心鲕则形成于相对高能环境，故也称高能鲕。这两种鲕从不共生，说明它们形成的环境条件确有较大差别。自然界中最有利的成鲕动力是潮汐，其次是波浪，而单纯的定向水流则不利于鲕粒形成，而且水不能太深（太深水动力太小），也不能太浅（太浅不利于充分悬浮），因而鲕粒常常形成在潮下浅滩或较封闭的浅湖环境中。通常情况下，成鲕环境的扰动能量会大体稳定，其中可作为鲕粒核心的颗粒可以从外部带进，也可以是该环境自身的产物。那些带进或形成较早、或粒度较小的核心被扰起接受沉淀的机会会更多，核外包壳就更厚。一旦鲕粒长大到超过了环境的扰动能量水平或机械磨蚀与化学加积达到平衡，它们就会停止生长。这样，在成鲕环境中沉积的鲕粒虽然鲕核大小，包壳厚度各不相同，有些是真鲕，有些是表鲕，但它们的粒度往往是均匀的，并总是与环境的扰动能量水平相当。当然，鲕粒也可被横向水流搬运到别的环境中，如潮汐通道、浅滩和浅湖附近的潟湖等，这时鲕粒粒度可以均匀，也可以不均匀并常与其他颗粒或泥晶共生。因为在高温热泉、锅炉和实验室的烧杯中都可形成鲕粒，所以鲕粒的无机成因是不容置疑的。但鲕粒是否还有有机成因却仍有不同看法。有些人认为鲕粒包壳中的同一不透明圈层的厚度很不均匀，局部位置可减薄断开或呈瘤状、丛生状增厚，带有藻菌类非均匀生长繁殖的特点；圈层内常含有有机质，用稀盐酸或醋酸将其中的CaCO3溶解后可发现许多形同藻菌类的有机体。这种鲕可能是有机成因的，并称其为藻鲕（algal ooid）。但相反的意见认为，包壳圈层的这种不均匀形态和其中的有机质只是无机加积之后才由碰撞、磨蚀或藻菌类钻孔等附加上去的。孰是孰非，一时还难以置评。图15－28 藻团粒（a）和粪团粒（b）（2）团粒（pellet）团粒也称球粒，指大小在粉砂左右、主要由生物凝聚作用形成的泥晶质颗粒，常常成群出现且粒度均匀。典型的团粒有两种，即藻团粒和粪团粒（或简称粪粒）（图15－28）。◎藻团粒（algal pellet）：是由藻菌类相互粘结形成较细小藻团同时叠加有机械翻滚形成的，外形为球或近球状，内部色暗，可含隐约的藻迹或完全均一，边缘透明度稍高而无截然边界。相邻团粒常显示若即若离的粘连习性。◎粪团粒（fecal pellet）：是某些无脊椎动物（如蠕虫、腹足类等）的排泄物，有机质含量极高而不透明，常呈纺锤状，横断面圆形，纵断面椭圆形，边缘清楚截然。在古代碳酸盐沉积物中，貌似团粒的颗粒是很常见的，其中有些可能是粉砂级内碎屑（粉屑）或完全泥晶化的生物碎屑，若难以确切鉴别，也可称之为似团粒（peloid）或假团粒（pseudopeloid）。团粒粒度细小，通常沉积在低能环境中，粪团粒也可在较高能颗粒沉积物内部聚集成一窝，这可能是营钻营生活的生物留下的原地排泄物。（3）凝块石（clot）由低等蓝绿藻等生物相互粘结形成的无定形颗粒称凝块石。凝块石内部主要为泥晶质，有机质含量较高，色暗，常有藻迹显示或比较均一，边缘通常清晰截然，粒度可大可小。较大凝块石可含由透明方解石构成的斑块（藻体腐烂后又被方解石充填形成），偶尔还粘结有零星的其他颗粒（如生物碎屑）（图15－29）。图15－29 凝块石在沉积环境中，最初的凝块石可能就是一个随机粘结成的藻团，其粒度和形态主要取决于该环境藻体的繁盛程度和水动力状况。由于太强的水动力对粘结不利，因而粒度大的凝块石（如粗砾级）常与较低能环境有成因联系并多沉积在原地，而粒度相对细小（如砂级）的凝块石则可沉积在从潮间到潮下较深水的各种环境中（Pratt ＆ James，1982）。前述藻团粒实际就是凝块石中一种较特殊的类型。（4）核形石（oncolite）核形石指由核心和核外藻包壳构成的同心状颗粒。核形石大小变化很大，最大可达十几厘米或更大，以1cm到几厘米最常见。较大核形石的形态常常不很规则，较小核形石则多呈球状或近球状。核形石的核心通常是泥晶团、骨骼藻团、生物碎屑等。形成包壳的藻体大多是非骨骼的藻菌类，也可以是微管状骨骼蓝藻或红藻，如葛万藻、表附藻等（结壳藻类）。藻菌类形成的包壳常由类似于藻叠层中的富藻和贫藻纹层的圈层构成，故有人也称之为球状叠层石，这时包壳中的圈层常常厚薄不均或有 “起皱” 或波曲现象。包壳可以是包覆在整个核心表面上的完整圆形，也可以是只在局部位置包覆的弧形。在断面中，整个包壳的构成样式可有许多变化，如同心圆状、花瓣状、双向弧瓣状等。微管状藻类形成的包壳较简单，通常只有一圈，但厚度常常也不均匀（图15－30）。包壳的构成样式反映了核形石的形成过程。由于常见核形石粒度较大，悬浮较为困难，所以藻类的包覆很可能是伴随核心或仍在成长过程中的核形石在沉积物一水界面上往复滚动或翻转进行的。藻类生长通常都有趋光性，相对繁盛程度而言，滚动或翻转频率较高时，核外各向包覆的机会大体均等，易形成同心圆状；若滚动或翻转是间歇性的，则在滚动或翻转的间歇期，只有核心的向光部分才会被包覆，每滚动或翻转一次，被包覆部位都会改变，结果就会形成花瓣状；若包覆过程只发生在一次翻转之前和之后，就会形成双向弧瓣状。显然，若滚动或翻转频率呈阶段改变，其包覆样式还会更加复杂。现在认为，这类核形石可能主要形成在潮间到潮下极浅水环境并通常沉积在原地。除了典型的较大核形石外，也有一些不很典型的较细小的核形石，它们形态规则、表面光滑，与鲕粒极为相似，只是因其包壳圈层更像有机加积形成才被视为核形石，Deukes（1983）称其为鲕状核形石，实际就是前面提到过的藻鲕（图15－31）。这又回到了有关鲕粒成因的问题上。但无论怎样，这种细小的球状或近球状的规则包覆颗粒应该都是在悬浮状态下形成的，沉积环境仍然是潮下浅水高能区，但藻菌类的包复可能还会延伸到潮间下部一带。图15－30 核形石形态及其包壳图15－31 鲕状核形石（藻鲕）（二）复合沉积作用形成的沉积物的结构在复合沉积作用中，最终沉积下来的基本单位是泥晶和自生颗粒，所以所形成的沉积物的结构就被分成两种基本类型，即泥晶结构和自生颗粒结构。1.泥晶结构泥晶结构是主要由泥晶堆积而成的结构，也可称泥状结构。仅就结构特征而言，泥晶结构与陆源碎屑沉积物中提到的泥状结构（以粘土矿物为主）只是构成矿物不同而已。“泥”在这里仅仅是一种结构术语。2.自生颗粒结构自生颗粒结构可简称为颗粒结构，是主要由自生颗粒堆积而成的结构，其中可含泥晶（称泥晶基质），也可以不含泥晶。按主要自生颗粒的类型，自生颗粒结构还可细分为：◎生物碎屑结构：主要由生物碎屑构成。◎内碎屑结构：主要由内碎屑构成。再细分为砾屑结构、砂屑结构和粉屑结构。◎鲕粒结构：主要由鲕粒构成。再细分为同心鲕粒结构和放射鲕粒结构。◎团粒结构：主要由团粒构成。◎凝块石结构：主要由凝块石构成。再细分为砾级、砂级、粉砂级凝块石结构。◎核形石结构：主要由核形石构成。自生颗粒结构与陆源碎屑结构可看成是两种对应的结构，原则上可用相同的标准看待结构中的各个方面，但自生颗粒无论是成因还是沉积都比陆源碎屑复杂得多，所以在内涵上，自生颗粒结构也与陆源碎屑结构有些差异。一般而言，自生颗粒结构最重要的内涵是它的颗粒类型和颗粒之间的支撑机制，有时定向性也很重要，而粒度，分选和磨圆度则相对次要。如有些结构本身就有较明确的粒度和分选含义，像砂屑结构、同心鲕粒结构、团粒结构等。磨圆度对加积凝聚颗粒也没有什么意义，因为它们看上去的 “圆度” 实际还与加积或凝聚作用有关。当然，实际工作中最好根据情况作具体分析。另外，在自生颗粒结构中也存在结构退变，它是指像鲕粒、破碎较强的生屑等带有明显高能特征的颗粒同代表低能环境的泥晶基质共生在一起的现象，它同样可因水流的横向搬运或缩聚作用等造成。

（一）碳酸盐岩沉积模式相模式是特定沉积体系的高度概括和总结（Walker，1992），对于资料较少地区的沉积环境解释和有利储集相带的预测有重要意义。塔里木、四川和鄂尔多斯三大盆地下古生界碳酸盐台地类型复杂，造成了沉积模式的多样化。这里，选择了4类有代表性的加以详细说明。1.清水碳酸盐台地沉积模式（1）镶边台地沉积模式镶边型台地较为多见，如塔里木盆地轮南寒武系、塔中I号带良里塔格组、四川盆地龙岗地区飞仙关组、鄂尔多斯盆地南缘奥陶系。根据其形成主控因素的不同，又可分为沉积型镶边台地和构造控制型镶边台地。沉积型镶边台地形成于稳定构造环境，海平面变化造成台地以进积、加积或退积方式生长。台缘带呈带状不连续分布，有明显的迁移特征，具有相带宽、厚度大的特征，例如轮南寒武系进积型台缘（图3-6-1）和鄂尔多斯盆地南部奥陶系退积型台缘（图3-6-2）。板内断层活动会引起地表变形，从而导致地形差异。这种地形差异会形成新的利于造礁生物生长的水体高能带，从而形成礁滩建造。当断层持续活动，断距不断增加时，就会沿断层走向方向形成新的台地边缘带。这类台缘礁滩以加积的方式垂直向上生长，一般不会发生明显的侧向迁移。在演化后期，随着断层活动逐渐减弱，沉积物（可以是碳酸盐岩也可以是碎屑岩）的充填会导致地形差异消失，台地边缘逐渐过渡为台内沉积甚至是消亡。四川盆地长兴组-飞仙关组环开江-梁平海槽台缘带和塔里木盆地上奥陶统良里塔格组塔中I号台缘带是这一类的典型代表。以开江-梁平海槽为例，张性断层的活动造成“地堑”地貌背景，从而在地形突变处形成高能台缘相带（图3-6-3）。台缘带沿断裂呈带状不连续分布，宽度通常较小，以加积的方式生长，高能带的厚度可以很大。图3-6-1 塔里木盆地轮南地区寒武系台地边缘图3-6-2 鄂尔多斯盆地南部奥陶系退积型台缘带特征（2）碳酸盐岩缓坡碳酸盐缓坡是海底向海平缓倾斜（坡度通常小于1°），水体逐渐变深的碳酸盐沉积环境，从近岸高能波浪作用带向下逐渐过渡为深水低能环境，其间没有明显的坡折。碳酸盐缓坡在显生宙很普遍，尤其是在造礁生物没有或很稀少时，它们通常演化为镶边台地。碳酸盐高能环境中通常形成带状分布的颗粒滩，例如塔里木盆地西缘鹰山组下段（图3-6-4），海平面的波动造成高能带的迁移，从而形成大面积分布的颗粒滩，例如塔北地区一间房组。图3-6-3 四川盆地开江-梁平海槽（台间洼地）台缘带特征图3-6-4 塔里木盆地西缘露头区鹰山组下段碳酸盐缓坡沉积模式（3）台内（间）洼地沉积模式台内洼地的概念前面已经叙述，在不同构造背景下发育的台内洼地的发育模式有很大差异。例如小克拉通挤压构造背景下形成的台内洼地，通常面积大，水体深度变化较大，台内洼地和正常台地之间呈现平缓的过渡关系，在缓坡带上常形成灰泥丘和颗粒滩沉积，例如塔里木盆地塔北南侧（参见塔里木盆地早奥陶世岩相古地理图）。而拉张构造环境下，张性断层的发育通常形成“地堑”地貌背景，这种构造背景下发育的台内洼地具有陡峭的边，面积不大，但是水体较深，具有很好的烃源岩发育条件，并且与断层上盘的高能相带形成良好的生储组合，例如四川盆地开江-梁平海槽（图3-6-3）。2.混积碳酸盐台地沉积模式陆源碎屑物质供给的增加，导致碳酸盐沉积环境和碎屑岩沉积环境的共存，空间上碎屑岩环境多分布在近陆一侧。例如四川盆地寒武纪西侧发育混积潮坪，中部发育局限台地，东部则以开阔台地和台地边缘为主。塔里木盆地中奥陶世末期，构造活动强烈，区域上南、北的古被动大陆边缘向活动大陆边缘转化，海底大幅沉降，盆缘陆源碎屑开始大量增加，碳酸盐生长明显受到抑制，盆地进入泥岩、碳酸盐岩混合沉积阶段。吐木休克组是这种环境下形成的一套较深水海侵沉积，羊吉坎以南以碳酸盐沉积为主，含少量的陆源泥质；以北以碎屑岩沉积为主，夹少量灰岩薄层或透镜体（图3-6-5）。图3-6-5 塔里木盆地西缘露头区吐木休克组混积台地沉积模式（二）碳酸盐台地演化及消亡塔里木、四川和鄂尔多斯三大盆地碳酸盐台地的演化基本上都经历了由缓坡型向镶边型过渡的过程，但也有其复杂性，主要体现在两个方面：一是台地在不同时期表现为不同的形态；二是同一时期在不同位置表现为不同的形态。碳酸盐台地的消亡是其演化的最终阶段，根据机制的不同，可以分为淹没消亡和暴露消亡两种方式。1.碳酸盐台地通常经历了缓坡型→镶边型的演化过程碳酸盐缓坡是台地演化的初级阶段，镶边型台地是鼎盛时期的形态，再之后的演化出现了分异，一类演化为缓坡型台地，另一类则直接消亡。例如塔里木盆地寒武纪塔西台地在碳酸盐缓坡的基础上演化而来，从早寒武世中晚期到晚寒武世，均表现为镶边型台地；寒武纪末期的海平面下降，导致了台地消亡。四川盆地早寒武统碳酸盐缓坡逐渐演变为镶边型碳酸盐台地，这种台地形态一直持续到早奥陶世红花园组沉积期，湄潭组沉积期又演变为碳酸盐缓坡；而湄潭组沉积期到五峰组沉积期，又形成一个完整的缓坡→镶边→缓坡台地旋回（参见图3-3-9）。2.淹没和暴露是碳酸盐台地的两种消亡方式台地消亡是碳酸盐台地演化的最终阶段。碳酸盐台地的死亡是由不同的机制造成的，包括长期和短期海平面的波动、构造运动、气候和相关环境变化。通常来说，两种情况会造成碳酸盐台地的消亡——淹没事件和暴露事件。淹没事件。当海平面上升或构造沉降超过碳酸盐堆积速率时，浅海台地和生物礁被淹没，碳酸盐生产过程终止。晚奥陶世，塔里木盆地海平面升高，水深增大，在塔北和塔中台地均表现为低能的泥质含量较高沉积物的出现。随着西南地区碎屑物质的大量供给，在塔中台地斜坡角部位形成深水碎屑沉积（图3-6-6），并沿塔中台地斜坡向北迁移，随着海平面和碎屑物质供给的进一步变化，最终碳酸盐台地被碎屑沉积覆盖。图3-6-6 过塔中台地奥陶系碳酸盐台地斜坡带沉积特征暴露事件。在相对海平面下降期间，碳酸盐陆棚边缘的情况在很大程度上是可容空间和减少的沉积产率之间的函数，因为台地顶部海泛的区域延伸减小。当海平面下降到陆棚边缘之下，碳酸盐沉积物的生产消失，因沉积形成的潜在陆棚边缘加积作用被大大降低。当相对海平面下降到陆棚边缘，陆上暴露的碳酸盐台地通常因风化侵蚀而发生地貌上的强烈变化。地层削蚀关系（图3-6-7）清楚地说明了晚寒武世塔里木盆地台地边缘暴露遭受剥蚀的过程。图3-6-7 塔里木盆地寒武系台地顶部削蚀特征

李双建1，2　肖开华1　沃玉进1　龙胜祥1　蔡立国1（1.中国石化石油勘探开发研究院，北京100083；2.中国地质大学，北京100083）摘要 上奥陶统—下志留统烃源岩是中国南方海相4 套主力区域烃源岩之一，有关其形成与发育环境的研究是南方海相油气成藏理论的基础性问题。本文选择中上扬子南缘2条代表性剖面，对上奥陶统—下志留统沉积岩进行了详细的地球化学分析，提取其中对沉积古环境有指示意义的地球化学指标，对该段地层的古环境进行了恢复。研究表明，优质烃源岩段主要集中在上奥陶统五峰组和下志留统龙马溪组底部，V/（V+Ni），Ni/Co，Ceanom，δEu和δ13Corg等地球化学指标与有机碳含量均有较好的相关性，这些指标的异常均表明优质烃源岩发育于缺氧环境。而龙马溪组上部地层的有机碳含量较低，各种地球化学指标也显示此时缺氧环境遭到了破坏，这与当时的沉积环境多为高能环境、不利于烃源岩发育是一致的。关键词 中上扬子 上奥陶统—下志留统 烃源岩 古环境 地球化学Palaeo-environment Resume of Upper Ordovician—Lower Silurian，Middle-Upper Yangtze AreaLI Shuang-jian1，2，XIAO Kai-hua1，WO Yu-jin1，LONG Sheng-xiang1，CAI Li-guo1（1.Exploration ＆ Production Research Institute，SINOPEC，Beijing100083；2.China University of Geosciences，Beijing100083）Abstract The source rock in Upper Ordovician-Lower Silurian is one of the four regional marine source rocks in south China，the studies on palaeo-environment of its formation and development are basic questions about marine hydrocarbon accumulation theories in south China.Two typical sections are selected in this study，and de-tailed geochemical analyses of Upper Ordovician-Lower Silurian sedimentary rocks are conducted in these sec-tions.The environment indicators are selected to resume the paleo-environment.The study results show that the high-quality source rocks are concentrated in Wufeng formation of Upper Ordovician and bottom of Longmaxi forma-tion of Lower Silurian.The indicators，such as V/（V+Ni），Ni/Co，Ceanom，δEu andδ13Corghave good relations with TOC in these formations，which indicate that good quality source rocks developed in anoxic environment.The geochemical indicators in upper parts of Longmaxi formation show that the anoxic environment were destroyed，which is accordant with high-energy sedimentary environment that is disadvantage to formation of source rocks.Key words Middle-Upper Yangtze Upper Ordovician-Lower Silurian source rock palaeo-environment geochemistry沉积环境既控制有机质丰度，又影响有机质质量，是控制海相烃源岩发育和分布的最重要因素，沉积环境演化在时间上具有明显的等时性和同步性特征，体现出它们在地质演化中具有相互促进、相互制约的辩证关系。因此，环境演化没有单因素的控制机制，而是多因素综合影响的结果，生物繁盛、有机质和微量元素富集或贫化、碳同位素值偏移以及烃源岩发育是各项环境参数的综合效应，在空间上明显呈相互对应、共生组合的特点，表现出相互作用、相互反馈的因果关系［1］。海相有效烃源岩作为一种特殊的富有机质层段，其发育明显受沉积环境控制，如古生产力及氧化还原条件等，而这些因素可体现在化学元素、同位素等无机参数组合上，这就为从古环境角度研究烃源岩的有效性开辟了一条新途径。当前已经建立了包括微量元素、稳定同位素和有机地球化学在内的多种古环境恢复指标［2］。上奥陶统五峰组—下志留统龙马溪组烃源岩分布几乎遍及上、中、下扬子地区，有机质以腐泥型为主，成烃潜力大。有关其形成与发育的古环境恢复研究是优质烃源岩分布预测的基础，也是南方海相油气成藏理论的基础性问题。前人对南方志留系的研究集中在奥陶纪末期与志留纪早期古气候变化、海平面变化和古生物灭绝事件等问题上，而对该套地层的烃源岩发育环境研究较少［3～5］。本文选取中、上扬子地区2条完整的上奥陶统—下志留统剖面，进行了细致的沉积物全岩地球化学分析，从中选出特征的指标和参数，对该套地层沉积时的古环境做了分析和讨论。1 地质背景扬子地区奥陶系—志留系分布广泛，滇东、川、鄂、湘、黔一带露头非常发育。受加里东早期运动的影响，华南的东南区在寒武纪末期已有隆起趋势，黔中南及江南雪峰地区在加里东晚期亦已上升为陆，与华夏古陆连成一片，成为扬子地区通海的屏障；而川南、黔北、湘西以及中、下扬子长江沿线地区的下志留统龙马溪组大多与下伏上奥陶统平行不整合接触。晚奥陶世至早志留世，扬子地区的海域一度为半封闭滞留海，中志留世后，除黔南、滇东外的扬子地区逐渐抬升，志留纪末的广西运动结束了早古生代的沉积史［6，7］。本次研究选取的剖面位于扬子地区南缘（图1），靠近雪峰古隆起和黔中古隆起。石门磺厂剖面，奥陶系五峰组（O3w）厚7.8m，为一套黑色薄层炭质页岩间夹薄层炭硅质沉积，底部发育中厚层深灰色泥岩。志留系自下而上发育下统龙马溪组（S1l）、罗惹坪组（S1lr）和中统的纱帽组（S2s）。龙马溪组厚650m，主要为一套灰黑色、灰绿色页岩和泥质砂岩，向上砂质增多。罗惹坪组厚839m，以灰绿色岩、粉砂质泥岩和含粉砂质页岩为主，其次为泥质粉砂岩及粉砂岩。纱帽组厚298m，主要为浅绿灰色、绿灰色粉砂岩少夹砂质泥岩、泥质粉砂岩薄层或条带。从沉积环境上看，上奥陶统五峰组为滞留盆地沉积，志留系龙马溪组主要是深水陆棚或者陆棚内盆地沉积，向上沉积水体变浅，罗惹坪组和纱帽组主要为浅水陆棚和滨岸相沉积。习水喉滩剖面，奥陶系五峰组（O3w）厚5.83m，岩性为黑色炭质泥岩，底部0.3m显中层状，含少量砂质及黄铁矿晶粒。志留系自下而上发育下统龙马溪组（S1l）、石牛栏组（S1sh）和中统韩家店组（S2h）。龙马溪组厚102m，主要为灰黑色中层状泥岩夹同色中层状泥质粉砂岩，水平层理发育。石牛栏组厚308m，下部为灰、暗灰色中、薄层状泥灰岩夹褐灰色薄层状灰质泥岩，上部为灰色、浅灰色厚层状泥质条带亮晶砂屑灰岩及亮晶生物屑灰岩。韩家店组厚248m，主要为深灰色泥岩（不显层状）夹灰色中、薄层状亮晶生物屑灰岩及生物泥灰岩。该剖面的沉积环境演变与石门磺厂剖面类似，上奥陶统五峰组为滞留盆地相沉积，龙马溪组底部为深水陆棚沉积，向上水体变浅，沉积相转变为浅水陆棚沉积，由于远离物源区，沉积物以清水碳酸盐岩为主。图1 取样剖面位置2 样品采集与处理为了对中国南方上奥陶统—下志留统优质烃源岩的发育环境进行深入研究，研究人员对石门磺厂和习水吼滩2个剖面进行了系统的观察与取样，共获得37个泥质岩样品，对这些样品做了详细的地球化学分析，样品分布见图2，图3和表1，表2。微量、稀土元素测试采用电感耦合等离子质谱（ICP-MS）方法完成，分析误差小于5%，由中国科学院地质与地球物理研究所地球化学实验室完成。有机碳碳同位素用MAT-252稳定同位素质谱仪测定，采用PDB标准，分析精度±2‰，由中国石化无锡石油地质实验中心测试完成。样品分析结果见表1和表2。3 上奥陶统—下志留统地球化学特征与古环境恢复3.1 有机碳含量表1 上扬子磺厂剖面上奥陶统—下志留统地球化学数据表2 上扬子吼滩剖面上奥陶统—下志留统地球化学数据有机碳含量（TOC）是评价烃源岩优劣和丰度的重要指标，它既反映了有机质生产力的高低，也反映了沉积水体的氧化还原条件，因为有机质主要在缺氧条件下才得以最好的保存。如果沉积物中有机质含量丰富，本身就指示了处于较强的还原环境。研究区湖南石门磺厂剖面有机碳含量范围为0.05%～4.94%，且由下向上逐渐降低，高有机碳样品主要分布在上奥陶统五峰组和下志留统龙马溪组底部（图2），有效烃源岩丰度范围为0.59%～4.94%，均值为2.76%，有效厚度20m左右。贵州习水吼滩剖面有机碳含量范围为0.07%～4.44%，由下向上有机质丰度降低，有效烃源岩厚度80m左右（图3），有效烃源岩丰度范围为0.57%～4.44%，平均值为2.64%。3.2 钡与古生产力营养型元素，如C，N，O，Si，P，Cd，Ba等，在海洋中的分布均受生物化学反应控制，但各元素对古生产力的反映程度有所不同。海洋学研究表明，Ba积累率与有机碳通量、生物生产力呈正相关，Ba富集指示上层水体的高生产力，可用Ba/Al或Ba/Ca的比值来计算古生产力。大量的重晶石在地中海底部淤泥中富集是生产力提高的一个显著证据。叶连俊等［8］提出表层海水的高生产率和底部的缺氧都是Ba富集的必要条件。显然，海相沉积中Ba富集与烃源岩发育条件相似，二者时空分布上必然存在着联系，利用 Ba丰度对古生产力的指示可进一步表征有效烃源岩的发育。根据磺厂剖面和吼滩剖面统计（表3），当TOC值大于0.5%时，3条剖面的Ba含量均值大于 803×10-6，当TOC值在0.1%～0.5% 之间时，两条剖面 Ba 含量均值在（426.68～565.89）×10-6之间，当TOC值小于0.1%时，Ba均值小于437.10×10-6。由统计数据所反映的规律可见，有机碳含量高的层位Ba含量也较高，二者具有较好的正相关关系，表明古生产力对有机碳含量的影响很大。表3 有机碳与钡含量统计注：斜线后数据为均值。3.3 氧化还原条件缺氧环境由于直接涉及某些金属富集成矿、烃源岩发育以及环境污染等众多领域，故对其进行了深入研究，探索其判识标志一直是地学界中经久不衰的研究课题。实质上，缺氧环境就是溶解氧缺乏而有机质与还原态元素等还原性物质稳定存在甚至富集的还原环境，其微迹化石、纹层、黄铁矿及特殊的岩性组合既是基本地质特征，亦是当前普遍认同的宏观判识标志。但此特征不止是缺氧环境的体现，也是沉积速率和水动力条件等的综合反映，尤其弱氧化-弱还原条件下存在着复杂的过渡过程，微迹化石和层理构造等变化较大，易受后期保存程度等影响，故仅依据沉积学和古生物学标准来判断缺氧程度是不够的，还需获取广泛的地球化学证据。地球化学示踪是反映缺氧环境形成演化的有效而敏感的手段。随着测试技术水平的提高，微量元素、稳定同位素和有机地球化学在古环境研究中的优势更为突出，相关的氧化还原条件的判识指标日益多样化和定量化。3.3.1 微量元素指标20世纪90年代以来，众多学者利用过渡金属、铀、硫含量及其相关比值对缺氧环境进行了广泛的研究，并提出了相应的判识标准。Hatch等［9］由北美黑色页岩的研究中得出，高的金属（Cd，Mo，V，Zn 等）含量，高的硫含量，DOP≥0.67，V/（V+Ni）≥0.54，指示含H2S的厌氧环境；低的金属含量，V/（V+Ni）为0.46～0.60，指示贫氧环境。Jones等［10］认为，DOP，U/Th，V/Cr，Ni/Co，及自生铀（AU=Utotal-Th/3）含量是古缺氧环境的有效标志，并提出了相关标准。本次研究选取了V/（V+Ni），V/Cr，Ni/Co，U/Th几个参数作为缺氧环境的判识指标来分析有效烃源岩的发育环境。通过对磺厂和吼滩两条剖面的微量元素统计分析可见（表4），V/（V+Ni），V/Cr，Ni/Co，U/Th等4项判识指标与有机碳含量相关性强，由这些指标的纵向变化（图2，图3），可见这些指标在层位上的异常段与有机碳含量较高的层段有明显的对应关系。表4 磺厂和吼滩剖面微量元素判识指标统计注：斜线后为均值。腾格尔等［2］总结了这些指标对缺氧环境的指示与判别标准，V/（V+Ni），V/Cr，Ni/Co，U/Th在缺氧与富氧环境中的界限值分别为0.45，2.0，5.0，0.75；大于这些值，指示为缺氧或厌氧环境，利于有机质保存；小于这些界限值，指示为富氧环境，不利于有机质的保存。经过对比可以看出，在TOC≥0.5%时，地化指标基本都显示缺氧环境，而在0.1%≤TOC＜0.5%和TOC≤0.1%时，这些指标大部分显示为氧化环境。3.3.2 稀土元素稀土元素（REE）因具特有的地球化学行为、对沉积环境变化十分敏感而广泛应用于古环境研究。Wright 等［11］把Ce与邻近的LaNd元素的相关变化称为铈异常（Ceanom），Ceanom=lg（3Cen/（2Lan+Ndn）），n表示北美页岩标准化值，并用作判识古缺氧环境的标志，Ceanom大于-0.1 为正异常，系还原环境；Ceanom小于-0.1 为负异常，是氧化环境。铈异常（Ce/Ceu2217或δCe）的另一计算公式为δCe=CeN/（LaN×PrN）1/2，N表示球粒陨石标准化值，δCe大于1为正异常，小于0.95为负异常。陈衍景等［12］的研究表明，缺氧条件下∑REE低，δEu（δEu=EuN/（SmN×GdN）1/2，N为球粒陨石标准化值）和La/Yb高，氧化条件下则相反。本次研究选用了Ceanom和δEu及La/Yb3个稀土元素指标来评价古环境。通过对磺厂和吼滩两条剖面的稀土元素统计分析可见（表5），这些指标显示其变化与有机碳含量具有正相关性，异常代表了沉积时的缺氧环境；这3个指标在不同剖面上的变化趋势见图2和图3。图2 石门磺厂剖面地球化学指标纵向变化特征图3 习水吼滩剖面地球化学指标纵向变化特征表5 磺厂和吼滩剖面稀土元素判识指标统计注：斜线后为均值。3.3.3 有机碳同位素沉积有机质的δ13Corg值主要与原始有机质的来源及沉积环境有关，其变化在多数情况下反映了原始δ13Corg同位素组成的变化，而热成熟作用并不会明显改变碳的同位素组成，因而δ13Corg在油气领域中作为有机质类型的划分指标已被广泛应用［13，14］。同时，缺氧环境的广泛分布严重影响了δ13Corg的原始同位素平衡，当缺氧条件占优势时，δ13Corg有偏轻的趋势［15，16］。本次研究系统地测试了磺厂剖面的有机碳碳同位素值，其变化趋势见图2。由统计结果（表6）可以看出，有机碳含量较高的样品，其δ13Corg值较低，普遍小于-28，表明其有机质保存条件较好，处于缺氧环境。随着有机碳含量的降低，δ13Corg值增大，表明沉积水体的还原性降低。表6 磺厂剖面有机碳碳同位素统计4 讨论与结论晚奥陶世—早志留世是一个非常特殊的地质转折时期，在该时期发生了生物集群灭绝事件，为显生宙五大生物集群灭绝事件之一。生物灭绝分为两幕，分别与晚奥陶世末期冈瓦纳古陆冰期的开始与结束期相对应，亦即与海平面的下降与上升期相对应。看起来，生物的灭绝似乎与气候变化引起的冈瓦纳冰盖增生和消融有关，而其中真正的原因是气候变化引起的全球性缺氧事件造成了生物的灭绝。就油气地质而言，缺氧事件往往有利于大套烃源岩地层发育，如最著名的白垩纪缺氧事件在中东地区形成的厚层黑色页岩成为诸多大型油气田的物质基础。晚奥陶世—早志留世的缺氧事件在世界上很多地区都有表现［17～20］，其中不少都发育了优质的烃源岩，如北非地区发育的优质烃源岩有机碳最高可达17%。除了缺氧环境，北非地区烃源岩的发育还与上升洋流的发育密切相关［21，22］。通过对微量、稀土元素和碳同位素分析，可以得知，上奥陶统—下志留统优质烃源岩发育层段限于五峰组和龙马溪组底部，发育环境为缺氧环境，并且具有较高的生物生产率，龙马溪组向上，缺氧环境遭到破坏，有机碳含量降低。尽管缺氧环境是形成优质烃源岩地层的有利因素，但是还有许多因素可以影响烃源岩地层的发育，如上升洋流、海平面变化和沉积环境等等。同时缺氧环境的形成也受古构造和古气候等多种因素的控制，因此，针对晚奥陶世—早志留世扬子地区缺氧环境的形成背景与控制因素仍需要进一步研究。参考文献［1］张水昌，张宝民，边立曾等.中国海相烃源岩发育控制因素［J］.地学前缘，2005，12（3）：39～48.［2］腾格尔，刘文汇，徐永昌等.缺氧环境及地球化学判识标志的探讨［J］.沉积学报，2004，22（2）：365～372.［3］汪啸风，柴之芳.奥陶系与志留系界线处生物绝灭事件及其与铱和碳同位素异常的关系［J］.地质学报，1989（3）：255～264.［4］王成源，列·杰普森.杰普森大洋模式及其在华南志留纪的应用［J］.微体古生物学报，1994，11（1）：71～85.［5］张廷山，俞剑华，边立曾等.四川盆地南北缘志留系的锶和碳、氧同位素演化及其地质意义［J］.岩相古地理，1998，18（3）：41～49.［6］周名魁，王汝植，李志明.中国南方奥陶一志留纪岩相古地理与成矿作用［M］.北京：地质出版社，1993.［7］文玲，胡书毅，田海芹.扬子地区志留纪岩相古地理与石油地质条件研究［J］.石油勘探与开发，2002，29（6）：11～14.［8］叶连俊，陈其英，李任伟等.生物有机质成矿作用和成矿背景［M］.北京：海洋出版社，1998.335～352.［9］Hatch 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perspectives on graptolite distributions and their use as indicators of platform margin dynamics［J］.Geology，1997，25：919～922.

(一)研究历史与存在问题“礁” 一词源于挪威语rif, 其含义是脊, 航海家称为礁。 由于突兀于海底之上的岩石脊多由珊珊和红藻等生物造成, 地质学家借用了这一术语并演绎成生物礁 (reef, or-ganic reef, organic framework reef)的专用术语。礁的研究历史迄今已有200余年, 几乎所有的著名地质学家、古生物生态学家、岩石学家、沉积学家和石油勘探家 (早期的代表人物有Cumings, 1932; Vaughan, 1911; Lyell, 1841, 1862; Darwin, 1837)都涉足这一领域, 至今仍方兴未艾。 而且, 在生物礁研究过程中并与之对比的基础上才出现了滩(bank)的概念 (Lowenstam, 1950)。灰泥丘 (mud mound, lime mud mounds, carbonate mounds, organic mounds), 钱宪和称之为微晶丘 (micrite mound), 其成因是非常令人感兴趣的问题, 所以在生物礁研究的同时也得到了广泛的关注和深入研究。例如, 美国新墨西哥州密西西比亚系厚度超过106m、由不含大化石的泥屑灰岩所组成的高大灰泥丘曾被详细研究和描述; 灰泥丘中的层状晶洞 (stromatactis)被认为是由宽晶交代的一种未知的造礁生物, 或者是微生物成因的, 并发现灰泥丘中微生物成因的平底晶洞构造构成了与宏观造礁生物相似的抗浪构造,证实了微生物在灰泥丘形成演化中的重要作用。之后的大量实际资料进一步论证了灰泥丘中微生物成岩与造礁作用。但是,灰泥丘术语的首次广泛使用并用来描述以灰泥为主的碳酸盐岩建隆、岩隆 (buildup, bioconstruction), 还是在Wilson (1975)的《Carbonate Fa-cies in Geologic History》专著中。 Monty等 (1996)编著了 《Carbonate mud-mounds: Their origin and evolution》研究专辑, 比较系统地总结了灰泥丘成因机理及时空分布特征方面的进展。 中国灰泥丘复合体的系统研究始于江西玉山、鸡头山上奥陶统三衢山组, 其研究成果又指导了塔里木盆地上奥陶统良里塔格组生物礁、灰泥丘的研究和当时的油气勘探。尽管如此, 中国灰泥丘的研究程度仍然是较低的。生物礁研究的首要问题是如何定义礁并进行分类。在研究的早期阶段, 礁的定义明确为仅由造礁生物建造的碳酸盐体, 即狭义礁的概念。随着研究的深入,礁的概念产生了分化, 一部分学者仍严格遵循狭义礁的定义, 而另一部分学者则泛指包括微生物在内的一切古生物所建造碳酸盐体, 即广义礁的概念。与此同时, 还出现了礁的双重术语, 即生态礁(ecologic reef)、地层礁(stratigraphic reef),其中前者更接近于礁的原始定义。在国内,曾鼎乾等 (1988)在《中国各地质历史时期生物礁》 一书中明确提出了狭义礁的概念。之后, 受国外生物礁理论的渗透和推动, 不同学科学者都进行了卓有成效的研究, 也出现了狭义礁与广义礁的纷争, 直到今天, 各自的概念、术语和分类系统也还存在许多分歧,范嘉松等 (1992)将其归因于“缺乏一个统一的、系统的理论指导”。Kiessling等 (2002)从显生宙古生物生态学与整个地球历史生物礁演化的角度, 编著了《Phanerozoic Reef Patterns》 专辑, 将礁明确定义为“由底栖固着生物生长和生命活动所建造、显示地貌突起和横向上受限制的坚硬的生物成因构造”, 并称之为真礁 (true reefs)。 在此基础上, Webby在其 《Patterns of Ordovician reef development》 一文中建立了广义礁的分类系统。可见, 国外礁的概念出现了回归其早期定义并逐渐统一的趋势。笔者认为, 生物礁概念对于学术研究可以 “百花齐放、百家争鸣”, 但对于油气勘探却需要“泾渭分明”, 需要准确地识别和评价礁、丘、滩。特别重要的是, 无论国外还是国内, 以往研究均具有对沉积微相高度关注而对建设性成岩作用重视不够的现象。 因此,有必要结合国外最新研究成果, 从油气勘探的应用角度来厘定礁、丘、滩概念和术语及分类系统, 特别重视和加强建设性成岩作用研究。(二)礁、丘、滩的分类系统与鉴别标志在华北和四川、塔里木盆地碳酸盐岩的研究实践中发现, 礁、丘和滩在沉积组分、结构、构造和油气地质条件等方面迥然不同,但它们在含油气盆地中的意义同样引人瞩目。从碳酸盐岩建隆发育的地质时代上看, 前寒武纪因无造礁生物而皆为灰泥丘;早古生代开始出现造礁生物而发育生物礁和礁丘, 但当时的建隆仍以灰泥丘为特色; 晚古生代以来造礁生物大量繁生而出现礁、礁丘、丘并存的景观。为此, 也有必要将礁、礁丘、丘、滩各成体系划分开来 (表4-2-1)。1. 生物礁生物礁是由造架生物 (如海绵、层孔虫、苔藓虫、珊瑚、水螅、红藻等钙藻类等)、造壳生物 (如结壳红藻、蓝藻等)和障积生物 (如绿藻、部分珊瑚和部分苔藓虫及固着直立生长的海百合等)所共同建造, 具有明显的粘结结构、格架构造、障积构造和典型抗浪构造, 以及(礁)核、顶、坪、翼分异, 特别是亮晶充填胶结的碳酸盐岩建隆。很显然, 它是亮晶骨架生物建隆, 礁核的亮晶格架岩和礁坪、礁翼的亮晶 (骨架)生物砂砾屑碳酸盐岩是其最直观的鉴别标志 (图版3)。当然, 单个亮晶骨架生物建隆的规模可以较小 (厚度较薄或面积较小), 但它在垂向上反复出现而叠置, 或横向上反复出现而迁移叠置, 便构成了规模很大 (巨厚或面积很大)的礁复合体。 同时, 由于海平面波动, 这种礁复合体中还可出现泥晶灰岩或滩的夹层, 但总体上以亮晶骨架生物建隆占绝对优势是必须的。2.礁丘与灰泥丘前者属骨架礁与灰泥丘之间的过渡类型, 是指既有微生物同时也有其他多门类生物尤其是骨架生物 (珊瑚、苔藓虫、层孔虫、棘皮动物、多门类钙藻等)所共同建造, 主要由灰泥组成、具穹形特征的碳酸盐岩建隆, 并广泛发育于中—晚奥陶世和志留纪。后者指主要由微生物 (蓝藻及其他微观藻类、细菌等)所建造、具穹形特征的泥晶碳酸盐岩建隆, 沃索蒂型和塔里木盆地塔中12井下奥陶统鹰山组下段顶部发育的灰泥丘为典型代表。这里灰泥是指粒径小于0.01mm或0.005mm的碳酸盐质点, 相当于Folk (1962)所称的微晶, 而非陆源粘土矿物。表4-2-1 碳酸盐礁、礁丘、丘、滩的分类系统及其对比简表灰泥丘的岩性构成包括基本组分、内沉积组分和亮晶充填组分 (窗格构造、栉壳构造和层状晶洞)三大类。基本组分中的乳白色、奶油色或蔷薇色的微晶凝块、纹层状或弯曲波状的微生物结构、海绵或海绵状结构、隐藻结构、球粒状结构, 以及其中发育的窗格构造和层状晶洞构成其核心判别标志。礁丘和灰泥丘均具有核、顶、翼的分异。其中, 发育于较深水的灰泥丘, 一般为粗枝藻、管孔藻建造的顶脊粘结岩相的藻凝块灰岩; 而发育于较浅水的灰泥丘, 丘顶一般是由隐藻泥晶粘结藻砂屑、藻球粒构成且席状窗格孔极为发育 (图版3, 图3), 或由席状藻建造的藻席灰岩。而无论是较深水还是较浅水的灰泥丘, 其丘核皆以微晶凝块灰岩、藻粘结绑结泥晶灰岩为主, 并以富含层状晶洞及窗格构造为特征 (图版3, 图4)。 丘翼均以生屑、砂砾屑灰岩为特征。同样, 单个礁丘或灰泥丘的规模可以较小 (厚度较薄或面积较小), 但它也在垂向上反复出现而叠置, 或横向上反复出现而迁移叠置, 便构成了规模很大 (巨厚或面积很大)的礁丘复合体或灰泥丘复合体。3.滩滩的岩石类型和沉积环境的研究程度很高,概念和术语也比较统一。但对滩的岩石类型、沉积微相和建设性成岩作用所决定的原生储集性能差异,认识得不够深入。 曾有观点认为凡是滩相沉积都具有好的 (原生)储集物性, 但事实并非如此。塔中Ⅰ号带上奥陶统良里塔格组典型颗粒滩岩性特征如图版3所示。(三)礁丘滩特征、区别及油气地质意义1. 特征与区别礁、礁丘、灰泥丘和滩的主要特征及区别如表4-2-2所列。胶结物 (泥晶或亮晶)不仅是区分建隆类型的重要依据之一, 而且成为反映所处海域水动力强度的重要判别指标之一。此外生物碎屑类型、内碎屑分选性以及是否发育泥晶套, 也是重要的区分标志。 国内外的研究均表明,棘屑富集在与礁紧邻的部位, 棘屑及其他内碎屑分选差和发育泥晶套,定为与礁相关的微相可能比较合适。例如美国中西部中志留统,生物碎屑,尤其是棘屑构成了碳酸盐岩建隆的侧翼层, 并在建隆背风翼最为发育, 这通常被解释为沉积期盛行风的作用 (图4-2-1)。塔里木盆地巴楚中奥陶统一间房组和塔中上奥陶统良里塔格组,海百合茎明显富集在礁基、礁坪和礁侧翼,且分选很差, 远离礁而含量明显变少甚至踪影全无, 而且砂砾屑、生物砂砾屑均发育泥晶套。表4-2-2 礁、礁丘、丘、滩的主要特征及其油气地质意义对比图4-2-1 美国中西部中志留世碳酸盐岩陆架综合相模式与单个岩隆发育模式图(Wilson,1975)注意: 图中的碳酸盐岩建隆为灰泥丘、生物灰泥丘和骨架礁,也为礁丘复合体。棘皮动物及其碎屑明显富集在礁基、礁坪和礁侧翼而成为礁的重要组成部分, 而不是棘屑滩地震反射特征也提供了判别礁、礁丘、丘、滩的重要间接标志。通常礁、礁丘和丘具有丘状反射结构,其核部因为由块状碳酸盐岩构成而表现为空白反射,包络面大致圈定了它的规模, 向礁(礁丘、丘)前或礁(礁丘、丘)后,相变为迅速减薄的层状碳酸盐岩反射。而滩多具层状或板状反射结构,层内或板内又多具有叠瓦状的前积反射(图3-3-6),其成因与碳酸盐砂滩在风暴或盛行风作用下的横向迁移有关,露头剖面上发育前积层和类似砂岩的斜层理、交错层理 (图版3, 图7～8)。2.油气地质意义礁、滩和礁丘、丘的油气地质意义迥异。前两者突出表现为自身是储集岩, 当建设性成岩作用叠加后形成良好储层;后两者则突出表现为其中发育高有机质丰度烃源岩。其典型实例如下:1)塔里木盆地塔中北斜坡, 上奥陶统良里塔格组中下部发育开阔台地内缓坡大型层状-(造架)生物礁丘和块状、层状灰泥丘与丘间洼地相黑灰色泥质泥晶灰岩和具硬石膏夹层的黑色泥质泥晶灰岩、灰质页岩烃源岩。其中, 丘间洼地相的突出指相标志是串管海绵, 以及介形虫和小薄壳有铰纲腕足类。所测得的残余有机碳介于0.5%～5.54%、氯仿沥青 “A” 介于 (100～1395)×10-6之间。2)广西邕江大沙田剖面, 下泥盆统郁江组发育托盘海绵灰泥丘及与之共生的丘间洼地相黑色薄层泥质泥晶灰岩、泥 (页)岩烃源岩, 其中泥岩的残余有机碳可达2.39%,单层厚度一般可达5～15m甚至更厚, 呈层状、透镜状展布。灰泥丘非源岩与丘间洼地相源岩的厚度比例是4:1～2:1甚至1:1, 烃源岩纵、横向分布也具有较强的非均质性。3)俄罗斯的乌拉尔-伏尔加地区, 上泥盆统含有丰富造架动物和钙藻的碳酸盐灰泥丘发育在海底的水下隆起区, 而含泥的细层状灰岩(常含沥青)与暗灰色泥岩、泥质灰岩、灰质泥岩互层沉积在丘间低地中, 其丘间洼地中烃源岩的残余有机碳一般为2%～15%, 最高可达20%。(四)沉积环境礁、礁丘、丘和滩的发育与当时的古地理背景、古地貌位置和古水深、古水动力条件等密切相关, 是古地貌与海平面升降的综合响应。1. 古地貌背景及水体能量生物礁可以发育在海域各种古地貌位置的中等—高能环境下, 但以台地边缘最为常见。按照其发育位置和形态可以分为岸礁(裙礁)、台缘礁、塔礁、堤礁、环礁和点礁等。灰泥丘, 广泛发育于台地内部 (如开阔台地内缓坡、台内洼地)、前缘缓斜坡和浅水盆地等能量较低的环境中, 但尤以低能甚至静海的较深水缓斜坡最多见。 在Wilson(1974)和Tucker(1981)的碳酸盐岩沉积模式中,灰泥丘主要发育于台地前缘斜坡上。而礁丘, 属于礁与灰泥丘之间的过渡类型, 在纵横向上既可以向礁、也可以向丘演变或相变, 其所处水体能量为弱—中等。滩广泛发育于开阔台地和台地边缘等中等—高能环境下, 浅水区频繁的潮汐、波浪、风暴作用与平坦的沉积底形是必需的, 两个条件缺一不可。理论上, 它既可单独发育,也可作为礁丘的基或盖(坪)与之共生。对于后者, 它扮演了礁丘的奠基者或终结者的角色,是古地貌变 (平)缓、古水深变浅、水动力强度变大的响应。这种情况下, 准确区分礁翼、礁盖 (坪)、丘翼或滩,往往是比较困难的, 但依据颗粒构成及其分选性, 以及有无泥晶套发育, 特别是地震剖面反射是丘形或是叠瓦状等, 可提供有价值的鉴别依据。2.礁丘滩的垂向演替序列塔中Ⅰ号带的勘探成果表明, 上奥陶统良里塔格组台缘相带在垂向上表现为典型的丘、礁丘、礁滩灰岩3类复合体的演变及组合, 其中以礁滩复合体为特征。这种垂向演替, 揭示了局地构造运动或海平面升降控制下的古水深变化。总体上, 灰泥丘所处的水体深度最大, 其丘核通常发育在浪基面以下, 丘顶形成在浪基面上下;礁丘的古水深次之;生物礁礁核形成在浪基面附近和以上;而礁坪和滩形成在浪基面以上, 且发育水深依次变浅。这样, 就不难理解台地区丘、礁丘、礁滩的垂向演替序列了。但在较深水缓斜坡和盆地区, 就不会出现这种现象。因为局部构造运动或高频海平面波动不足以引起深水灰泥丘发育海域变浅到可以形成礁滩的水深。

沉积构造，特别是物理成因的原生沉积构造，最能反映沉积物形成过程中的水动力条件，兼之它们在成岩阶段受影响又较小，所以一直被视为分析和判断沉积环境的重要标志。近 30 年来，沉积相研究中的一个新的进展是从应用孤立的沉积构造标志进而发展为综合利用沉积构造序列建立沉积相模式，使得沉积构造的作用和意义更为扩大。由于沉积构造序列是当时沉积物理变化过程的产物，客观地记录着当时的水动力条件和生物活动情况，因而是确定沉积相类型最为直接的标志之一。张河湾地区地表露头中保存有相当丰富的各种沉积构造，成为划分沉积相的有效资料，下面就常见构造予以介绍。一、层理构造层理构造是沉积岩中最重要的一种构造。它是沉积物沉积时在层内形成的成层构造。层理由沉积物的成分、结构、颜色及层的厚度、形状等沿垂向的变化而显示出来。层或一个单层是在基本稳定的介质条件下沉积的一个单元，它由成分上基本一致的沉积物组成。层与层之间有层面分隔，层面代表了短暂的无沉积或沉积作用突然变化的间断面，层的厚度变化很大，可由数毫米至数米。按层的厚度可划分为:张河湾地质-旅游实习教程张河湾地区的沉积岩，层理类型多样，其中主要是受牵引流搬运沉积作用产生的各种层理。1. 块状层理层内物质均匀，组分和结构上无差异，不显细层构造的层理，又称均匀层理。张河湾地区的块状层理主要见于寒武系馒头组一段，主要岩性为钙质泥岩、紫红色泥岩。岩石结构均匀，风化成碎块。2. 水平层理沉积岩中彼此平行的纹层，与沉积岩层面一致，称水平层理。水平层理主要产于泥质岩、粉砂岩、泥晶灰岩及粉晶白云岩中。张河湾地区的水平层理分布广泛，主要见于寒武系馒头组、崮山组和炒米店组、三山子组，长城系赵家庄组。主要岩性为页岩、细晶、粉晶白云岩、泥晶灰岩及泥晶球粒灰岩。水平层理是在比较弱的水动力条件下，由悬浮物沉积而成，因此，它出现在低能的环境中。本区的水平层理大都产于潮坪环境或滞流的深水环境。发育于碳酸盐岩之中的水平层理，其细层多以毫米级为主，由不同的颜色或结构呈现周期性的变化，它可以是连续而清晰的，也可以是断续的。它常与波纹层理共生。3. 平行层理平行层理 ( 图版Ⅰ －6) 主要产于砂岩中，在外貌上与水平层理极相似，是在高流态条件下产生的一种层理类型，牵引流和密度流沉积中均可出现。张河湾地区的平行层理见于长城系常州沟组砂岩中，形成环境为河道砂坝、海滩，与大型板状及槽状交错层理共生，主要是水流能量比形成大型交错层理更大的高流态下，切割底床形成的。4. 交错层理交错层理是最常见的层理类型之一，它是由一系列斜交于层系界面的纹层组成。形成的斜纹层单层常相互重叠、交错、切割，故称交错层理。由于纹层是倾斜的，过去又称斜层理。张河湾地区的交错层理常见的有大型板状、楔状、人字形斜层理、低角度斜层理、浪成斜层理。( 1) 板状斜层理板状斜层理见于封龙山组 ( 图版Ⅸ －2) 、常州沟组、张夏组及三山子组等地层之中。主要由石英砂岩、粉砂岩、白云岩、鲕粒灰岩及鲕粒砂屑灰岩等岩石组成。按层系厚度可分为小型 ( ＜3cm) 、中型 ( 3 ～10cm) 、大型 ( ＞10cm) ，按细层与层系界面的关系分为切线型、凹线型及角度型。区内可见各种形态，层系一般为 3 ～ 30cm 厚。板状斜层理是沙浪沿床底移动而形成的，它形成于下部流动体制 ( Fr ＜ 1) ，随着水流速度的增大，相应出现角度型 － 切线型 － 上凹型。( 2) 楔状斜层理与槽状斜层理楔状斜层理见于封龙山组 ( 图版Ⅰ －5，图版Ⅻ －2) 、常州沟组与张夏组之中，主要由石英砂岩、铁质石英砂岩及鲕粒灰岩组成。它是由沙浪移动或潮汐水道中形成的，前者细层于层系界面交角较低，后者交角较高。楔状斜层理在垂直水流的剖而中常呈槽状斜层理 ( 图版Ⅰ －7) 。区内楔状斜层理的层系厚一般为 5 ～35cm。( 3) 人字形斜层理人字形斜层理主要见于张夏组及常州沟组之中，由石英砂岩及鲕粒灰岩等组成，层系厚 5 ～40cm 不等。它形成于潮汐双向水流作用，多见于潮汐水道环境之中。( 4) 低角度斜层理低角度斜层理主要见于封龙山组 ( 图版Ⅰ － 6) 、常州沟组 ( 图版Ⅸ － 4，图版Ⅻ －1) 、张夏组之中，由石英砂岩及鲕粒灰岩组成，细层与层系界面交角小于 10°，有时为 8°以下。主要形成了前滨冲洗带及鲕粒浅滩等环境。( 5) 浪成斜层理浪成斜层理主要见于常州沟组、张夏组与炒米店组之中。由石英砂岩、鲕粒灰岩及粉屑灰岩组成，前积层弯曲呈波状排列，成束状上叠，层系厚3. 2 ～12cm，细层倾向为140°及 350°。主要由波浪作用而成。顶面上常见对称波痕。当受风暴作用时，可形成丘状及洼状层理 ( 图版Ⅸ －5) 。5. 脉状层理、波状层理及透镜状层理这三种层理又称潮汐层理，它们是在泥 ( 或灰泥) 、砂 ( 或碳酸盐岩中的颗粒) 都有供应和较活跃的水动力条件与缓慢或停滞的水动力条件相互交替的情况下形成的，一般出现在砂泥互层的序列中，常见于细 － 粉砂岩、泥质粉砂岩或粉砂质泥岩中。脉状层理是在水流或波浪作用较强，而且砂的供应、沉积和保存较泥质物更为有利的条件下形成的。其特点是泥质沉积物主要分布在砂质波痕的彼谷中，而在波脊上很薄或缺失，以便使泥质沉积物呈脉状体分布在砂岩之中。本区脉状层理主要见于长城系、馒头组、张夏组及炒米店组之中，泥质脉体分布在石英砂岩、粉砂岩及泥晶灰岩之中。透镜状层理是在水流和波浪作用较弱，并且砂的供应不足，而泥的供应、沉积和保存条件较砂更为有利的情况下形成的，其特点是砂质透镜体被包围在泥岩之中。本区透镜层理主要见于馒头组、张夏组及炒米店组之中，透镜体由粉砂岩、细砂岩或泥晶灰岩、生物碎屑灰岩等组成，长4 ～20cm 不等，高2 ～10cm，之中可见有小型斜层理，呈不连续的凸镜体分布于页岩、泥灰岩之中，常见与波状层理及水平层理共生。形成于潮汐环境。波状层理是介于上述两种层理之间的过渡类型，是在砂、泥都有供应，而且砂、泥的沉积和保存都较为有利，强、弱水动力条件交替的情况下形成的。这种层理是由波状泥层和波痕状砂层彼此交替而形成，而且都是连续的层。本区波状层理见于馒头组、张夏组及炒米店组之中，主要由页岩、粉砂岩及泥晶灰岩等组成。在细碎屑岩之中，主要由粉砂与泥组成，两者呈彼状弯曲的互层，细层多为毫米级，也见厘米级，碳酸盐岩中的波状层理，表现为泥晶或泥质与粉屑灰岩 ( 白云岩) 组成的波状韵律层，主要形成于潮坪环境，在张夏组鲕灰岩之中可见由鲕粒灰岩与含鲕粒泥晶灰岩组成的波状层理，细层厚为 3 ～5cm。形成于浅滩潮坪环境。6. 粒序层理粒序层理见于封龙山组 ( 图版Ⅰ －3) 与炒米店组之中，由角砾岩、含角砾砂岩或砾屑灰岩等组成，在碎屑岩之中，表现为角砾向上变细的序列，形成于重力流沉积。在碳酸盐岩之中，由砾屑组成向上变细或变粗的粒序层。形成于浪基面以下，由风暴流沉积而成。二、层理序列太行山中段沉积地层中以常州沟组与张夏组层理最发育 ( 表 3 －3) ，表现为类型多、纹理清楚、垂向变化连续等特征，它们的序列组合特征可判断其沉积环境及演化特点。表 3 －3 张河湾地区盖层层理类型特征续表1. 海滩体系的层理序列分布于常州沟组，主要由石英砂岩及石英岩状砂岩组成，形成于中高能海滩环境，序50·列中可见有沙席形成的平行层理，沙浪形成的板状斜层理沙垅形成的楔状斜层理及潮汐形成的人字形层理。常州沟组之中可划分为四个组合序列 ( 图 3 －2a) ，每个序列由三部分组成: ①主要由板状斜层理及平行层理组成，形成于中高能沙质海滩近滨环境; ②由人字形斜层理组成，之中夹有楔状斜层理、平行层理，形成前滨下部潮道环境; ③由浪成层理及低角度斜层理、冲洗层理组成，形成于前滨冲洗带。图 3 －2 常州沟组的层理序列图 3 －2b 表示了海滩体系的另一个剖面自下而上由前滨带形成的低角度斜层理，砂坝相的楔状斜层理，近滨带的板状斜层理及前滨带下部的波纹层理，并与浪成对称波痕共生。2. 浅滩体系的层理序列分布于张夏组二段，主要由鲕粒灰岩、砂屑灰岩、叠层石灰岩等组成，滩前主要由波状层理组成，主滩由人字形层理、楔状斜层理及板状斜层理组成，滩后由波状层理夹板状斜层理及叠层石构造。三、层面构造本文所说的层面构造是泛指在岩层顶面或底面上的宏观构造现象，常见波痕及冲刷面构造等。1. 波痕波痕是床沙形态在迁移过程中所保留在沉积层面上的有规律的波状起伏现象，所以，波痕和层理的成因是密切相关的，它们都可以反映不同的沉积环境和水动力条件。太行山中段沉积盖层中波痕较发育，主要有对称型、不对称型、削顶型、干涉型和孤立波痕等类型 ( 表 3 －4) 。按波脊线可分为直线、弯曲状和链状等类型。按成因主要为浪成波痕。表 3 －4 常见的波痕类型( 1) 对称波痕见于赵家庄组 ( 图版Ⅵ －5、6) 、常州沟组 ( 图版Ⅷ －7) 、馒头组、张夏组及炒米店组之中。波长一般为3 ～56cm，波高为0. 5 ～7cm，波痕指数为2. 1 ～16. 2cm，波脊呈圆弧状及尖锐状，波谷圆滑，波脊线有直线状、弯曲状和链状，内部有时见前积纹层。其中，常州沟组波长小于 7cm，馒头组波长小于 22cm，张夏组波长 15 ～56cm，后两者以直线状为主。( 2) 不对称波痕见于各组之中，不对称波痕的波长为 3. 5 ～ 22cm，波高为 0. 5 ～ 1. 6cm，波痕指数为4 ～ 14. 7，不对称指数为小于 3，波脊线为直线状，波脊较圆滑。主要为浪成波痕。( 3) 干涉波痕见于常州沟组及炒米店组。由两组交叉呈网状，每组波脊线互相平行，呈直线形对称波痕，两组交角 20° ～70°不等，波长 8 ～10cm，波高 1. 5 ～2cm。为浅水环境中两个不同方向水流流动而成。( 4) 削顶波痕见于高于庄组、馒头组及炒米店组，常州沟组偶见，波长 2. 5 ～ 7cm、波高 0. 4 ～2cm，波痕指数 4. 7 ～ 6. 3，波谷呈圆弧状，波脊被削平，波脊线呈直线或弯曲状。形能于浅水瞬时高能环境。( 5) 孤立波痕见于馒头组及张夏组。波高 2 ～10cm，推测波长 8 ～40cm，表现为小透镜体，由粉屑灰岩或鲕粒灰岩或石英细砂岩等组成。形成于粗粒物质供应不充分的饥饿条件。2. 冲刷面构造冲刷面是高流态下产生的一种层面构造，由较强水流流经尚未完全固结的沉积物表面时，对下伏沉积物侵蚀冲刷而成的凹凸不平的面。由于水流强度的不同，往往冲刷的深浅规模不等。本区长城系常州沟组、赵家庄组砂砾岩中可见规模较大的冲刷面构造，冲刷面上充填似层状、透镜状含砾砂岩及砂砾岩。在寒武系炒米店组也可见到规模不等的冲刷面构造，它们一般是潮汐水流冲刷而成，是潮汐水道的标志。四、其他沉积构造1. 干裂干裂又称泥裂，系指泥质沉积物或灰泥沉积物暴露于地表，通过干缩与压实作用而产生的一系列收缩裂隙，将沉积物表面分别成许多多边形的泥块，表面呈龟裂网状，裂隙呈“V”字形，上宽下窄，尖端指向下伏地层，内含砂质沉积物。张河湾地区干裂极为发育，主要见于长城系常州沟组石英砂岩 ( 图版Ⅹ －2、3) 、寒武系馒头组泥岩，是潮坪环境的产物。2. 盐类假晶泥质和碳酸盐等沉积物中如含有石膏或石盐等盐类晶体，在成岩过程中，沉积物被压实并失水，其体积的收缩远较晶体显著，造成晶体突出于岩层表面，并可嵌入到上覆岩层中去的现象，称盐类的晶体印痕，晶体往往被其他物质所交代，称盐类假晶。张河湾地区的石盐假晶主要见于寒武系馒头组，反映当时气候较为干燥。3. 结核结核是岩石中自生矿物的集合体，这种集合体在成分、结构，颜色等方面与围岩有显著的不同，常呈球状、椭球状、条带状及不规则的团块状产出，大小不一，既有孤立存在的，也有呈串珠状出现的，其成分主要有钙质、硅质及铁质等。按形成阶段可分为同主结核、成岩结核及后生结核。张河湾地区的铁质结核见于长城系，硅质结核一般产于寒武系和奥陶系，类型和形成环境多样。4. 缝合线张河湾地区的缝合线构造在寒武系、奥陶系灰岩中广为发育，在垂直层面的切面中呈锯齿状微裂缝，颇似头盖骨接缝，从立体上看则为参差不齐的垂直小柱 ( 缝合柱) 。石灰岩中的缝合线形态多样，常见锯齿状或波状，缝合线的起伏幅度不一，从 1mm 至几厘米，甚至几十厘米，其与层面的关系，可以平行、斜交或垂直，也可以有几组相交成网状。关于缝合线的成因，多数人认为是压溶作用形成的，即在上覆岩层的静压力和构造应力的作用下，岩石发生不均匀的溶解而成。缝合柱上的滑动擦痕以及被缝合线切断的方解石脉位移，都说明缝合线生成时有压力作用，在缝合面上有一层泥质薄膜的不溶残余物，表明缝合线生长时伴有溶解作用。5. 假层理在沉积岩层中，有一系列形状不大规则的同心圈状的色环，有人称为韵环构造，又称为李泽岗环，常被误认为层理，其实是假层理。张河湾地区的假层理在多处层位出现，其形成主要是由于胶体溶液铁的氢氧化物在岩层中发生周期性沉淀而成，也是一种扩散作用的结果，多形成红黄色调深浅相间的色环。这种假层理的分布不广，与层理的关系无一定规律。6. 叠层石构造叠层石构造又称叠层构造。叠层石由两种基本层组成: ①富藻纹层，又称暗层，藻类组分含量多，有机质高，在显微镜下透明度低，故呈色暗; ②贫藻纹层，又称亮层，藻类组分含量少，有机质少，在显微镜下透明度较高，故呈色浅。这两种基本层交互出现，即成叠层石构造。叠层石的形态变化多样，明显地受环境因素的控制，张河湾地区的叠层石构造产于滹沱系、长城系 ( 图版Ⅶ － 6、7) 和寒武系，大部分呈柱状、层状或波状，因此它是形成于水动力条件弱的潮坪环境中。五、古流向分析沉积岩中可常见到各种定向构造及组构，它们乃是古水流搬运沉积物的遗迹，交错层理就是其中的定向构造之一，运用它的倾向研究古流向是常用的方法之一。有关的研究( 如 Brinknann，1983; Hamblin，1958; Pelletier，1958; Pryoe，1960) 均取得了一定的成果。一般的研究方法是: 通过测量斜层理细层及地层的产状，求出细层的原始倾向，然后计算交错层倾向的主中值及标准偏差，并用来表示主流或平均流向及具有环境意义的离散性数值。古流向在时间上具有惊人的稳定性和持久性。苏格兰的莫恩统 3660m 剖面的交错层自上而下方位是一致的。佩利蒂尔 ( Pelletier，1958) 指出: 在美国马里兰州和宾夕法尼亚州，从上泥盆统到宾夕法尼亚亚系地层的平均水流方向保持一致，这表明在这期间古斜坡基本上保持恒定。本区常州沟组及寒武系之中，古地理基本上没有明显的变化，由此可作为两个单元分析它们各自的古流向特征。通过对常州沟组及寒武系斜层理倾向的测量、校正和分组统计等分析可得出如下结果，如表 3 －5 所示。表 3 －5 古流向统计分析表常州沟组在 37 个实测数据中，最大频数位于 210° ～240°的组距中，中值为 179°，标准偏差为 94. 4°，从玫瑰图中可以看出为多峰态的类型，定向性不明显，这反映了海滩沉积的基本特征，主要受向岸流、离岸流及沿岸流的水动力条件所控制而形成。从代表古斜坡的主中值 ( 179°) 来看，古斜坡对水流方向的控制作用并不明显，但它垂直于滨岸线和倾向。在寒武系 34 个实测数据中，最大频率数位于 120° ～150°组距中，中值为 168. 3°，标准偏差为 92. 7°，具玫瑰花图也为多峰态型，但它有一个更明显的优势方位和两个相对弱的优势方向，三者夹角为 120°，反映了浅滩呈北东向分布。而寒武系古斜坡 ( 168. 3°)与常州沟组的方向 ( 179°) 很接近，这表明了常州沟组沉积之后古斜坡倾向由近于正南转变为南南东向，但变化并不明显。这可能是局部隆起影响的结果。

无论是在古代岩石中还是现代海洋中，碳酸盐岩和碳酸盐沉积物在世界范围内广为分布，而且主要分布于大陆架环境，在滨海、陆坡及深大洋中也有不同程度发育。陆架碳酸盐主要分布于北纬 30°到南纬 30°之间，但并不局限于此，例如，在澳大利亚南部的外海（南纬32°～40°）有数千平方千米现正在堆积着实际上是纯陆架性的碳酸盐沉积，同样的沉积物还呈分散小块堆积于西爱尔兰和西苏格兰的一些地区。碳酸盐岩的岩石学特征、成分特征及生物生态特点、储层分布和特征等均决定于沉积环境。控制碳酸盐沉积作用的主要环境参数包括：温度、水深、CO2 的平衡、底质性质、水体混浊度、光照、沉积作用、盐度和压力，其中最主要的参数是温度和水深，特别是水深在不同程度上控制着光照、压力和温度。温度不仅决定海水中碳酸钙的饱和度，而且还控制着生物的分布（图2-20）。根据水深，海洋环境可划分为三个带：滨海带（eulittoral）：指潮间带延伸到水深约 50 m之处的浅水地带，但对碳酸盐岩来说，造礁生物大量繁殖和非骨骼沉积物形成的最大深度约 15～20 m，这一深度可能是更为合理的下限值。浅海带（sublittoral）：指从浅海的滨海带下限到深海环境之间的过渡带，该带以光照、温度的降低及压力的增大为特点。其深度范围一般包括大陆架和大陆坡的上部。深海带（deep sea）：指深度超过 200 m 的深水环境，该带光合作用实际上已不复存在，产生碳酸盐岩的底栖生物群落的分布受到限制，所表现出的沉积作用主要是远洋沉积作用、深海浊流沉积作用等。根据大的沉积环境背景可以将海洋沉积环境划分为陆架、陆坡和深海盆。陆架水深通常为0～200 m，坡度的突变把陆架边缘与水体较深的洋盆区别开来，洋盆中的水深一般大于1000 m（图2-21）。（一）碳酸盐岩沉积环境1.陆架沉积环境根据地貌、水动力条件、盐度、透光性等各种特征，陆架环境可以进一步细分。由于这些因素的变化和相互作用，使古代和现代陆架环境中见到的碳酸盐岩沉积类型和特点丰富多样。断续横穿陆架的障壁或浅滩，是一种重要的地形限定标志，障壁本身也具有复杂多样的形态特点，例如伴生的礁岩隆、天然堤、三角洲、沙丘、障壁坝、潮坪、潮沟、潟湖以及向周围环境中倾泻各种物质的有效侵蚀区，同时，障壁地形的起伏直接影响周围水体的能量、温度和化学特征（充氧程度和盐度），进而影响障壁两侧生物发育特点和沉积颗粒的大小、分选等，相应对海相烃源岩和储层的发育具有明显控制作用。障壁的存在不仅造成内陆架和外陆架环境之间的差异，而且，大型障壁或堡坝的存在可以使陆架上出现陆表海（epicontinental sea）和陆缘海之分（图2-22）。障壁沉积物主要为高能环境下的各种砂坝、生物碎屑灰岩、鲕粒灰岩、生物礁体等，是潜在的油气储集体。图2-20 世界海洋中与温度有关的生物带的分布图2-21 各种沉积环境示意图图2-22 陆表海与陆缘海和大陆架的关系陆架环境可进一步划分为内陆架和外陆架两种，其间为障壁所分隔。内陆架包括潮上带、潮间带、潮下带和潟湖等环境，为一局限海环境。（1）潮上带：潮上带可再分为萨布哈（盐滩）、盐沼、卤水塘和岸塘等几种亚环境，它们发育于海水正常影响的范围之上，偶尔也被海水淹没，沉积物特征主要受气候影响，干旱区出现萨布哈，潮湿气候区发育广阔的盐沼，沉积物包括纹层状碳酸盐岩和球粒状粉砂岩及蒸发岩类。（2）潮间带：是一个周期性地露出水面又被淹没的地区，以韵律性沉积为特点，可进一步分为前滨“岸边湖泊”、潮沟、天然堤、红树林沼泽和滩脊等亚环境。沉积物主要为白云岩、蒸发岩、藻坪叠层石和泥质灰砂等。（3）潮下带：为最低潮线以下的地带，通常为一种低能环境，但在海流和波浪活动强烈的地区，能量仍可很高，此带中可以有珊瑚存在，有鲕粒发育，或出现水道、三角洲和生物碎屑滩，它是碳酸盐沉积的重要环境。（4）潟湖环境：发育于潮下带，由障壁将其与广海分隔开，并以排水口与广海相连，是低潮时仍充满残留海水的障壁后面的浅水盆地。其无论在古代或现代均普遍分布。根据水流的注入情况和气候条件的变化，可分为淡化潟湖和咸化潟湖，淡化潟湖如为碎屑沉积，则以钙质粉砂岩、粘土岩和粉砂质粘土岩为主，如为碳酸盐岩沉积，以泥晶、微晶灰岩、含泥云灰岩为主，水体能量为安静—间歇动荡环境；咸化潟湖产生于干旱气候条件，生物属种单调，以细粒沉积和蒸发岩类沉积为主。外陆架指障壁至陆架坡折地带之间的地区，通常为低能水动力环境，其发育宽度和程度主要受障壁类型和位置所控制，沉积物一般为低能泥晶或微晶灰岩，当障壁为陆架边缘生物礁体时，外陆架范围极窄，多数情况是礁体前缘直接与陆坡相接。2.陆坡沉积环境在陆架和深洋盆之间，为陆坡沉积环境区，以陆架坡折区和陆坡变缓为标志，沉积物主要由块体重力搬运方式形成，由斜坡上部或陆架坡折带沉积物发生破坏（通过周期性触发）而在陆坡上再沉积而形成。具体可包括：①岩崩沉积，石化的大块岩块由于破碎掉落再沉积而成，常可与泥石流相伴生；②滑动、滑塌沉积，由半固结沉积物块体沿破裂的底面移动再沉积就位所致；③在海底峡谷或陆坡表面形成的重力流沉积，包括泥石流、颗粒流、液化沉积物流和浊流沉积；④在陆坡下部由大洋底流活动而形成的等深流沉积。3.深海盆沉积环境这一环境发育均一的相对单调的沉积物类型，同时伴有漫长的无沉积期。在靠近陆坡地带可以发育远端浊积岩层序，而在广阔的大部分深海盆则发育细粒泥灰岩、钙质泥页岩、硅质泥岩和粘土岩。控制深海沉积的主要因素有两个：方解石补偿深度（CCD）和表层水的肥度。在 CCD以下，洋底就基本上不堆积方解石了，即生物成因碳酸盐岩的溶解速率和物质供应速率处于平衡状态。现代大洋中，CCD以上可堆积由有孔虫和超微化石低镁方解石质骨骼组成的钙质软泥，在 CCD以下，可形成放射虫和硅藻软泥及粘土。在海水肥度高的地区，在 CCD附近或之下可有一些生物成因的钙质沉积物，而在大洋中贫瘠的地区，由于生物稀少，主要堆积来源于风成、火山和宇宙物质的红粘土。（二）碳酸盐台地以上简要讨论了碳酸盐岩沉积形成的多种环境类型。根据对现代和古代碳酸盐岩沉积的研究表明，碳酸盐岩沉积主要可概括为 4 种类型：深海碳酸盐沉积，碳酸盐重力流沉积，钙质砂、钙质粉砂和灰泥及海岸陆棚沉积以及生物礁。而对古代地层及油气生成和聚集最具有意义的是后两种类型，它们组成了碳酸盐岩地层的大部分，同时形成于浅水坡度平缓的广阔地带，通常称之为碳酸盐台地，这一认识已为广大地质学家和石油地质工作者所接受。地质学家根据现代及古代碳酸盐沉积（岩）的大量研究工作，提出了一些碳酸盐沉积的模式，其中以Wilson（1975）的著名论著为代表。鉴于碳酸盐岩台地所具有的独特意义，这里将对其进行较为详细分析，以便为后续章节的论述奠定基础。碳酸盐台地可发育于各种古构造环境中，其中以被动大陆边缘、克拉通内盆地、前陆盆地、弧后盆地等最为发育，根据其成因可划分为5种常见的成因类型（图2-23），即镶边陆架型台地（rimmed shelf）、缓坡型台地（ramp shelf）、孤立台地（isolated platform）、淹没型台地（drowned platform）和陆表海型台地（epicontinental platform）。每一种类型可以根据台地与台地边缘及其斜坡特征进一步细分，而且这5大类台地在一定的地质条件下可以相互转化。1.镶边陆架型台地镶边陆架型台地的显著特点在于向陆地一侧为台地潟湖环境，在靠近陆地的滨岸主要发育潮坪沉积，而在台地边缘向海一侧常发育连续到半连续的碳酸盐礁体或浅滩，而且在台地与深水盆地间有一明显的坡折变化，台地边缘的礁体和浅滩一般位于陆架和陆坡转折地带，因而形象地称该类台地为镶边陆架型台地，其规模通常在几千米到上百千米。进一步可将其分为3种类型（图2-24，Read，1985），即沉积型或增生型边缘镶边陆架台地、超越型边缘镶边陆架台地和侵蚀型边缘镶边陆架台地。2.缓坡型台地缓坡型台地以其相对平缓的坡降（一般＜1°）和较低的水动力条件与其他台地类型相区别，沉积物特征表现为近海岸的高能浅滩颗粒灰岩向海方向逐渐变成较深水的细粒碳酸盐沉积物并最终转变为盆地泥质岩类。在缓坡型台地中大型礁体极少发育，仅发育小型补丁礁、礁滩或生物丘。根据水体深度变化、水体水动力能量及相应的沉积物特征可划分为5个环境带和相应的沉积相，即内缓坡、浅缓坡、深缓坡、外缓坡和盆地相带（图 2-25）。图2-23 碳酸盐台地主要成因类型略图根据滨岸到盆地的几何形态可进一步划分为 3 种类型：单斜型缓坡台地（homoclinal ramp）、远端陡峭型缓坡台地（distally steepened ramp）和具滨外浅滩型缓坡台地（ramp with offshore bank）（Read，1982，1985；Chen和 Webster，1994）。3.陆表海型台地陆表海型台地是指地形平坦延伸极广的浅海沉积环境，该类沉积仅保存于古代沉积岩中，现代海洋中并无类似物。其沉积水体一般不超过10m，由于潮汐作用为广阔平坦的极浅海海底阻滞而能量逐渐消耗，在大部分时间里陆表海台地是一个较为安静而低能的环境，其正常浪基面深度很浅，一般小于5m，陆表海中主要的水动力作用和沉积作用来源于风暴事件。潮坪环境沉积、潮流沉积及风暴沉积组成了陆表海沉积的主体。根据 Irwin（1965）对陆表海的研究，提出沉积作用带可分为 X、Y、Z 3 个带（图2-26），X带为浪基面以下的低能开阔海环境，向岸过渡为较窄而具高能水动力条件的Y带，Z带为一宽阔（可达数百千米）的极浅水地带，为低能的潮坪沉积环境。陆表海型台地由于原始地形和差异沉降及后期沉积作用而呈现出高低不平的现象，存在众多平缓起伏的潮上岛屿和潮间浅滩、线状水道和长条带点礁等。沉积物包括潮坪灰泥、白云岩沉积、叠层石和干旱气候条件下的蒸发盐岩类沉积，潮下灰泥、鲕粒灰岩、颗粒灰岩、浅滩灰砂、风暴形成的介壳层或砾屑灰岩等。图2-24 镶边陆架台地的类型图2-25 缓坡型台地沉积特征4.孤立型台地孤立型台地是一种特殊类型的碳酸盐台地（图 2-27），所谓“孤立”即不与陆架相连，其周围被深海水所包围，大小可以从几十千米到几百千米宽，台地周缘与深海水间为陡峭的边缘斜坡。其沉积水动力条件与其他台地类型有很大差别，主要取决于波浪和风暴作用强度，而朝风向和背风向不同位置的台地边缘具有不同的沉积特征，朝风向边缘由于水动力作用强烈，一般沉积物较少，而背风向边缘沉积较为丰富，多为球粒碳酸盐沉积物。孤立台地内部沉积物受水体深度的影响较大，如果台地内部水体较浅（＜20 m），沉积物为非生物骨骼质球粒砂和泥的旋回沉积，若水体较深，则以骨骼碎屑泥质碳酸盐为主。同时在台地边缘常伴有生物礁体或鲕粒浅滩及风成岛屿。其斜坡沉积特征类似于镶边陆架台地边缘斜坡。图2-26 陆表海型碳酸盐台地水动力能量分带图2-27 孤立型碳酸盐台地5.淹没型台地顾名思义，淹没台地指早期台地由于沉降作用或海平面上升超过其本身的加积作用，遭受初期或完全的淹没作用所致。引起碳酸盐台地被淹没的主要因素包括快速的海平面上升和碳酸盐产率的大幅减少（Tucker和 Wright，1990），其中海平面的上升可能与断层诱发的沉降作用、气候变化引起冰川消融及大洋中脊扩张等多种因素有关，碳酸盐产率的减少则与水体介质条件、营养物质的缺乏、气候变化、水体加深等因素有关。总之，由于沉积物的沉积速率跟不上快速海平面上升而导致台地被淹没。碳酸盐台地一旦被淹没，其沉积作用的特点与早期台地相比发生了很大变化，首先其沉积水体明显加深，浅水沉积相类型不复存在，而代之以深水碳酸盐沉积和远洋或半远洋沉积为特点，表现为结核状至薄层状细粒灰岩和薄页岩夹层沉积。台地的淹没作用可分为初期淹没、完全淹没两种。初期淹没则指快速海平面上升使台地淹没，之后海平面停止上升，台地通过碳酸盐的连续沉积或碎屑物的堆积而使台地恢复到浅水环境，台地总体淹没的程度相对较弱；完全淹没台地指台地被淹没至透光带以下，从而使沉积作用异常缓慢，需要相对长的时间才能恢复到浅水条件。所淹没的台地类型可以包括上述所论及的各种台地类型，如缓坡型台地、镶边陆架型台地、陆表海型台地和孤立台地。6.台地类型的演化前面讨论的5种碳酸盐台地类型是几种典型的端元类型，它们之间在一定的地质条件下可以相互转化。如随着台地边缘斜坡逐渐变陡，单斜缓坡型可向远端陡峭型缓坡或镶边陆架型台地转化，同样镶边陆架型台地通过断裂下掉可向侵蚀型、悬崖超越型、增生型和缓坡型台地转化，早期台地通过边缘海增生而转化为孤立台地等，即一种台地类型不是一成不变的，随地质条件的变化可向其他台地类型转化。图2-28以缓坡型台地为例反映出台地的演化及其与其他类型台地间的转化关系。图2-28 缓坡型台地的演化及与其他类型台地的关系

是只好股票。现价可以买入持有，但是特别要注意，一旦放量了，马上出局。我估计周一买入，周二即放量，周三抛掉，然后可能调整几天，马上回调，回调一段时间后，大概是13天左右，再逢低买入。

华北古陆东南缘新元古代地层序列总体上反映了从海进到海退的沉积发展过程，长期处于炎热气候浅海、潮下或潮坪环境，微体及宏体古生物群落繁盛，叠层石礁也很发育。1.曹店组仅分布于淮南地区凤阳及霍邱一带，断断续续呈近东西走向，以石英砂砾岩为主。是凤阳运动后形成的一系列大小及深浅不一的山前凹陷，接受了一套粗碎屑的陆源沉积形成。在炎热气候的强氧化环境，生成以含铁石英岩为特征的地层，偶尔呈赤铁矿透镜体。其硼/镓及锶/钡比值及鲕状赤铁矿局部富集，说明海水可能局部侵入（李尚湘等，1984）。为滨岸砾屑滩环境高水动力能量作用沉积。2.八公山组淮南及淮北都有分布，以较纯净的石英砂岩为特征，普遍含海绿石。可见交错层理及波痕等沉积构造，是海侵扩大造成较高水动力能量潮下-浅海环境产物。3.刘老碑组随着海侵进一步扩大，形成以泥岩及泥灰岩为主的陆源碎屑与碳酸盐类复合沉积。岩性稳定，多水平层理，波痕较少，属潮下-浅海低能环境。其间微体（阎永奎，1982，1984；Yin［尹磊明］＆ Sun［孙卫国］，1994）及宏体（郑文武，1980；郑文武等，1984）古生物群落繁盛。4.四十里长山组海水退却而变浅，沉积物为含海绿石石英砂岩，局部含少量长石碎屑，说明离陆源碎屑供应区较近。在淮北地区，沉积物粒度达中-细粒级，波痕、交错层理发育，为中能沙滩或沙坝环境；在淮南地区则粒度为粉-细粒级，含钙质及泥质较高，为中-低能潮坪环境。5.贾园组分布于淮北地区，整合于四十里长山组之上。是海侵扩大陆源碎屑有所减少，碳酸盐类沉积开始增多时形成。除了砂页岩外，还出现了砂灰岩及泥灰岩，属中能潮下环境。其中微体古生物群落较繁盛（阎永奎，1984），叠层石礁开始萌发（曹瑞骥等，1985；钱迈平，1991）。6.赵圩组分布于淮北地区，因海侵进一步扩大，碳酸盐类逐渐取代了陆源碎屑沉积，海水趋于清澈。但因地处潮汐水道高能环境，交错层理、槽状层理及冲刷沟等构造发育。又因位于炎热干旱气候潮坪浅水区，雨痕、干裂及鸟眼等构造也较常见。微体古生物群落繁盛（阎永奎，1984，2002），叠层石礁有小规模发展（曹瑞骥等，1985；钱迈平，1991）。7.九里桥组分布于淮南地区，因海水再次涌进而加深形成的潮下-浅海低能环境沉积，以泥质灰岩为主。微体（阎永奎，1984）及宏体（汪贵翔，1982；汪贵翔，阎永奎，1984；邢裕盛，1984；邢裕盛等，1985；Sun［孙卫国］et al.，1986）古生物群落都很繁盛。8.四顶山组分布于淮南地区，以含燧石及叠层石礁白云岩为主。是海侵扩大，碳酸盐类取代陆源碎屑成为主要沉积物质时形成。属浅海-潮下中-低能环境。局部因叠层石礁大量发育（曹瑞骥等，1985；钱迈平，1991），可能造成障壁潟湖，在炎热干旱气候下使海水咸化。微体古生物群落繁盛（阎永奎，1984）。9.倪园组分布于淮北地区，以含燧石及叠层石礁白云岩为主，水平层理发育。也许是由于叠层石礁的大规模发育，造成水流不畅的局限台地上的滨海潮坪-潟湖环境，在炎热干旱气候下海水蒸发咸化。叠层石礁（曹瑞骥等，1985；钱迈平，1991）及微体古生物群落（阎永奎，1984，2002；张忠英，阎永奎，1984；Yin［尹磊明］，1990；尹崇玉等，1994）都很发育。10.九顶山组分布于淮北地区，以含燧石及叠层石礁白云岩为主。随着海水变浅，波痕、干裂及鸟眼构造增多，是炎热干旱气候低能咸化潮坪-潟湖环境。叠层石礁（曹瑞骥等，1985；钱迈平，1991）及微体古生物群落（阎永奎，1984）很发育。11.张渠组分布于淮北地区，含叠层石礁及鲕粒灰岩、泥灰岩为主，其碳酸盐岩占98%（李尚湘，1984）。波痕及鸟眼构造发育，属炎热干旱气候，中-低能潮下-潮坪环境。叠层石礁（曹瑞骥等，1985；钱迈平，1991）及微体古生物群落（阎永奎，1984）较发育。12.魏集组分布于淮北地区，由含叠层石礁灰岩、白云岩及页岩组成，其碳酸盐岩占93%（李尚湘等，1984）。波痕、冲刷沟构造及叠层石礁定向拉长或倒伏现象常见，上部叠层石呈紫红色。属中-高能潮下-潮坪潮汐水道环境。晚期海水变浅，其叠层石礁处于炎热气候强氧化环境。微体（阎永奎，1984）及宏体（郑文武等，1984）古生物群落繁盛，叠层石礁特别发育（曹瑞骥等，1985；钱迈平，1991）。13.史家组分布于淮北地区，为泥页岩、白云质灰岩及少量石英细砂岩。其泥页岩占75%（李尚湘，1984）。水平层理及波痕发育，是炎热气候低能潮下-潮坪环境沉积。叠层石礁规模变小（曹瑞骥等，1985；钱迈平，1991），微体（阎永奎，1984）及宏体（郑文武等，1984）古生物群落很繁盛。14.望山组分布于淮北地区，以含燧石、叠层石礁及畸形分解石脉白云岩为特征，其碳酸盐岩占86%（李尚湘等，1984）。波痕、干裂、冲刷沟及鸟眼构造发育，是局限台地炎热干旱气候咸化潮坪-潟湖环境。叠层石礁颇发育（曹瑞骥等，1985；钱迈平，1991），微体古生物群落很繁盛（阎永奎，1984；张忠英，阎永奎，1984；尹崇玉等，1994）。15.金山寨组随着海水的明显退却，沉积区大为缩小。该组分布仅限于淮北地区宿州一带，以含海绿石及叠层石礁灰岩为主，其碳酸盐岩占87%（李尚湘等，1984）。属炎热气候中-低级潮下潮坪环境。叠层石礁较发育（曹瑞骥等，1985；钱迈平，1991），微体（阎永奎，1984；尹磊明，1987）及宏体（郑文武等，1984；段承华等，1985；钱迈平等，2000）古生物群落非常繁盛。16.沟后组海退继续发展，残留封闭于淮北地区宿州一带小范围内的海水在炎热干旱气候下蒸发浓缩，形成以白云岩及泥页岩为主的碳酸盐岩沉积，其碳酸盐岩占53%（李尚湘等，1984）。早期在中能潮下环境形成鲕状白云岩，而到晚期则随着海水蒸发浓缩加剧，形成萨布哈盐坪沉积的富含大颗粒立方形盐晶铸型的泥质白云岩。叠层石礁已不存在，但微体（阎永奎，1984；尹磊明，1987）及宏体（郑文武等，1984）古生物群落仍然繁盛。末期，海水完全退出，结束了华北古陆东南缘新元古代沉积。华北古陆东南缘新元古代地层柱状剖面对比如图3所示。图3 华北古陆东南缘新元古代地层剖面柱状对比图

1.海水潜流环境的一般特征海水潜流环境是海相碳酸盐沉积后所经历的第一个成岩环境，有关的流体可以是基本正常的海水，也可以是蒸发海水，由于白云岩化是蒸发环境最重要的成岩作用，与之有关的成岩作用将主要在“白云岩化作用”中讨论，此处主要涉及正常海水成岩环境的成岩作用。我们可以将海水潜流环境分为两个连续亚环境：即活跃的海水潜流带和停滞的海水潜流带。活跃的海水潜流带处于相对高能的沉积环境中，并具有一定作用的深度、波浪、潮汐及海流迫使海水通过这些高能环境的多孔沉积物，孔隙水中碳酸钙容易达到过饱和而不断有碳酸盐的沉淀，因而碳酸盐沉积物会不同程度地被胶结。停滞的海水潜流带分布在相对低能的沉积环境中，典型的是礁后潟湖，或分布于相对高能环境中活跃海水潜流带之下。虽然沉积物孔隙中仍充满海水，但停滞的海水潜流带循环较差，碳酸盐可以过饱和但胶结物的数量有限，除一些颗粒内部的胶结作用以外，胶结作用总体上不发育，而泥晶化作用是停滞的海水潜流带的重要成岩作用。2.海水潜流环境的泥晶化作用在浅海碳酸盐沉积环境中，石灰岩底质上广泛生长非钙质的穿孔绿藻及蓝藻等生物，它们生长在岩石表面以下零点几毫米的范围内，其生长过程将造成碳酸盐的颗粒向泥晶的转化，该过程从穿孔藻在颗粒（通常是骨粒）表面钻孔开始，其后藻类死亡，钻孔中充填泥晶碳酸盐，在海水潜流带中，这些泥晶碳酸盐主要是文石或镁方解石，密集的钻孔最终连接成片并形成泥晶套，甚至泥晶化整个颗粒，因而泥晶化代表了生物的造泥作用。泥晶套因构成矿物的粒度细小和富有机质而具有很深的颜色（图版8-7a）。造成碳酸盐颗粒泥晶化的穿孔生物除藻类以外，可能还有真菌。真菌穿孔总的来说比藻类穿孔要小，而且变化范围很小，这不同于规模较大且变化范围也较大的藻类穿孔。阴极发光分析表明，很多泥晶套都具有很弱的阴极发光，其阴极发光强度只略强于被穿孔的原始颗粒，显示这些泥晶套仍然记录了锰含量很低的海水特征（图版8-7b）。3.海水潜流环境的胶结作用海水对方解石、文石（含白云石）等碳酸盐矿物都是过饱和的，而且其饱和程度显著超过近地表环境的其他各种流体（大气水或大气水和海水混合水），因而胶结作用是海水潜流环境最为重要、最为发育的成岩作用。可以说，绝大多数碳酸盐沉积物的胶结作用都是在海水中开始的，胶结物具有如下结构类型：（1）等厚纤状环边胶结物：这是从海水中沉淀文石的常见组构之一，文石呈纤维状或针状，具有很大的长宽比，如果生长空间足够，文石的长度近于相等，因而环边是近于等厚的（图版8-8）。由于针状文石晶体生长方式具较好的一致性，且是从不同球形颗粒的基底上向相反的方向生长并在粒间孔隙中相遇，因而会形成一种多边形（六边形）的妥协边界（Longman，1980），纤维状晶体不仅仅是文石的结晶习性，一些镁方解石胶结物也可以表现为等厚的纤维状。（2）杂乱的针状胶结物：这也是从海水中沉淀文石的常见组构，文石晶体也是呈纤维状或针状，同样具有很大的长宽比，但这些文石集合体呈定向性较差的杂乱的网状，造成这种现象的原因在一定程度上与晶体生长基底的矿物成分有关，非文石基底，或基底文石定向性较差时文石胶结物的定向性较差。（3）葡萄状胶结物：葡萄状（或球粒状）胶结物也是从海水中沉淀文石的常见组构，其特点是放射状、扇状排列的纤维状文石组成葡萄状集合体（图版8-9），纤维状文石的生长方向与葡萄状半球的生长方向一致。葡萄状结构的这种生长形态与文石纤维状晶体呈半球形的排列形式有关。另外，葡萄状结构需要较大的生长空间，海底或大的生物礁体腔内会出现这样的胶结物。葡萄状胶结物在古代碳酸盐胶结物中极为常见（有的已经白云石化，但保持葡萄状结构），分布时代包括寒武纪、石炭纪到侏罗纪。四川的震旦纪碳酸盐中的一些成因不清的葡萄状构造也可能是这种海水胶结物改造的结果。（4）刀刃状环边胶结物：或称叶片状胶结物，这是从海水中沉淀的镁方解石的常见组构之一，由于镁方解石属复三方偏三角面体或陡斜的菱面体，虽然它也会像文石那样具有一向延长的生长习性，但其顶端呈刀刃状（或矛状），刀刃状这一描述术语还代表中等长宽比，刀刃状的镁方解石也经常构成环边胶结物，但显得较厚，也难于构成多边形的边界（图版8-10）。4.海水环境的溶解作用温暖浅海环境中方解石、文石（含白云石）都是过饱和的，因而在大多数情况下，海水潜流环境中碳酸盐的溶解作用是非常有限的。这里有两种例外的情况：一是所谓的冷水碳酸盐，它们分布在南北纬30°以外的开阔陆棚或缓坡环境中，海水的最低水温低于12℃，因为低温条件下碳酸盐可以是不饱和的，这使得海水潜流环境中碳酸盐颗粒（包括杂基）的溶解作用经常发生，各种碳酸盐颗粒的保存较差；二是所谓的深水碳酸盐，即碳酸盐补偿深度以下的碳酸盐，现代海洋水体中的文石补偿深度（ACD）大致为1500m（该深度以下由于文石的溶解速率超过了沉淀速率因而文石不能沉积），现代方解石补偿深度（CCD）大致为4500m（该深度以下由于方解石溶解速率超过了沉淀速率因而方解石不能沉积），但是，文石和方解石的补偿深度都会因纬度、碳酸盐的产率和其他因素而变化，不同地质时期的ACD面和CCD面的深度也是有差别的，比如在温室气候期，海水甚至可以只对方解石过饱和而对文石不饱和（Moore，2001）。近年来的研究表明，除上述两种情况以外，ACD面和CCD面之上的海水潜流环境同样会有溶解作用发生，Melim等（2002）在研究巴哈马新近系碳酸盐成岩作用时注意到了这样的情况：岩石的结构类似于大气水成岩环境碳酸盐的结构，并可出现由溶解作用形成的铸模孔，但同位素分析（平均δ18O＝1‰）表明这些岩石从未经历过大气水成岩环境。造成ACD面和CCD面之上碳酸盐溶解的机理主要与硫酸盐通过细菌对有机质的氧化作用有关。

滹沱群遭受吕梁期低绿片岩相区域低温动力变质作用及一次区域性褶皱变形，局部有叠加褶皱变形现象。该群四集庄组原岩以沉积砾岩为主，含少量石英砂岩和泥质岩，属河流相、滨海浅滩相产物。南台组原岩自下而上为砾岩，砂质、泥质岩，含砂碳酸盐岩。其早期属滨海静水环境，中期为河口急流转泻湖环境，末期上升为滨海潮上带。大石岭组原岩主要由砂质岩、泥质岩和碳酸盐岩组成，沉积为滨海沙滩，经海滩潮坪、潮上泥坪，最后为滨海潮间—潮下环境。青石村组原岩，下部以泥质岩为主，夹粉砂质，细砂质岩和少量白云质碳酸盐岩，上部以玄武岩为主。属以滨海相为主的海陆交互相环境。纹山组和河边村组开始沉积的岩石为砂质岩。纹山组中部为泥质岩，上部为碳酸盐岩；河边村组中、上部主要为碳酸盐岩，顶部夹有稳定的玄武岩。二者属滨海潮汐带环境。建安村组原岩以泥质岩为主，夹碳酸盐岩礁体，属滨海潮汐带环境。该组顶部白色纯石英砂质岩具沙坝堆积特点。大关洞组原岩为互层状白云质碳酸盐岩和泥质岩，属滨海高能环境。槐荫村组原岩主要为贫含叠层石的白云质碳酸盐岩，属潮下低能环境产物。北大兴组原岩基本为白云质碳酸盐岩，属较动荡的沉积环境。天蓬垴组原岩以泥质岩为主，其次为泥灰岩，是潮间坪的产物。

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（1）该反应中氢气失电子被氧化，氢气失电子生成氢离子，所以电极反应式为2H 2 -4e - ═4H + ②氧气得电子被还原，氧气得电子和溶液中的氢离子生成水，所以电极反应式为O 2 +4H + +4e - ═2H 2 O；③随着反应的进行，生成的水越来越多，溶质硫酸的量不变，所以导致溶液的浓度降低，所以溶液的PH值增大．故答案为：O 2 +4H + +4e - ═2H 2 O；变大．（2）①该反应中氢气失电子被氧化，氢气失电子生成氢离子，氢离子和溶液中的氢氧根离子生成水，所以电极反应式为2H 2 +4OH - -4e - =4H 2 O．②氧气得电子被还原，氧气得电子和水反应生成氢氧根离子，所以电极反应式为O 2 +2H 2 O+4e - =4OH - ．故答案为：2H 2 +4OH - -4e - =4H 2 O．

①氢气具有可燃性，能用作高能燃料，所以本题答案为：H2；②一氧化碳是具有还原性和可燃性的气体化合物，所以本题答案为：C0；③氧气具有助燃性，能使带火星的木条复燃，所以本题答案为：02；④二氧化硫与水反应生成亚硫酸能形成酸雨，二氧化硫有刺激性气味，是有毒的气体，所以本题答案为：S02；⑤二氧化碳参与植物的光合作用，能用作气体肥料，所以本题答案为：C02．

李卫国先生：1965年出生，毕业于湖南农学院，本科学历，中国国籍，无永久境外居留权。1989进入长沙县职业中专任教；1992年进入湖南省经济管理学院任教；1993年至1995年在湖南省统计局工作；1995年创办长沙长虹建筑防水工程有限公司。1998年至今任公司董事长，为公司主要创始人，现兼任北京高能时代环境技术股份有限公司董事长、北京江南广德矿业投资有限公司执行董事、深圳凯尔汉湘实业有限公司执行董事、北京长阳京源科技有限公司执行董事、经理。2003年7月被评为北京十佳进京创业青年，2005年被评为北京市劳动模范，2012年被评为中关村十大年度人物，2017年11月被评为最受尊敬企业家，现为中国建筑防水协会会长。

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绿地率=(绿地面积/用地面积)×100%。城市绿地率=(城市各类绿地总面积÷城市总面积)×100%。绿地率即绿化率。是指绿化用地面积与总用地面积之比；而与之相近的绿化覆盖率，是指绿化垂直投影面积之和与总用地面积的比率，这是两个不同的概念。项目规划建设用地范围内的绿化面积与规划建设用地面积之比。绿化率只是开发商宣传楼盘绿化时用的概念，并没有法律和法规依据。扩展资料：“绿化率”是指场地的绿化百分比。因为“绿化率”能够直观而清晰地反映场地的平面绿化状况。所以，在居住小区的技术经济指标中，“绿化率”的大小就显得比较重要，并且被设计师经常采用。但是，“绿化率” 的概念更加侧重于整个居住小区的绿化生态情况，是政府宏观考虑一个居住小区环境质量的一个重要手段。基于“绿化率”这一宏观衡量的特性，政府一般会提出一个“绿化率”的参考值，因为只有达到这一参考值，才能改善居住小区的小气候。

在高原环境下 ,随着海拔的升高 ,空气中的氧分压不断降低 ,人如果长期处在这种缺氧环境中 ,严重者可出现低氧血症。由于人的神经组织对内外环境变化最为敏感 ,因此在缺氧条件下 ,脑功能损害发生的最早 ,损害程度也比较严重 ,且暴露时间越长 ,损害越严重 ,特别是对感觉、记忆、思维和注意力等认知功能的影响显著而持久。 研究人员发现,高原缺氧对人体感觉机能的影响出现较早 ,其中视觉对缺氧最为敏感。在海拔 4300米以上高度时 ,夜间视力明显受损 ,并且这种损害不会因机体的代偿反应或降低海拔高度而有所改善。人体的听觉机能也会随着海拔的增加而受到影响,大约在海拔5000米左右 ,人的高频范围听力下降 , 5000~ 6000米 ,人的中频和低频范围听力显著减退 ,而且听觉的定向力也受到了明显的影响 ,这可能也是高原缺氧条件下容易发生事故的重要原因。此外人体的触觉和痛觉等也会在严重缺氧时逐渐变得迟钝 ,在极端高度时还可能出现错觉和幻觉。 在记忆影响方面 ,由于记忆对缺氧极为敏感 ,在海拔 1800~ 2400米时 ,人的记忆力便开始受到影响 ;5000米左右出现记忆薄弱 ,此时已不能同时记住两件事情了 ;以后随着海拔的升高 ,缺氧程度的加重 ,会表现出不同程度的记忆损害 ,从记忆的下降到完全丧失记忆能力。研究人员认为 ,记忆损害可能与大脑里面的海马胆碱能系统功能变化有关 ,缺氧主要影响短时记忆 ,一般不影响长时记忆。

日冕是太阳大气的最外层（其内部分别为色球层和光球层），厚度达到几百万公里以上。色球层之外为日冕层，它温度极高，日冕温度有100万摄氏度，粒子数密度为10 15 /m 3 。 日冕上有冕洞，而冕洞是太阳风的风源。日冕只有在日全食时或通过日冕仪才能看到，其形状随太阳活动大小而变化。在太阳活动极大年，日冕的形状接近圆形，而在太阳活动极小年则呈椭圆形。 基本介绍 中文名 ：日冕 外文名 ：solar corona 结构 ：内冕、中冕和外冕3层 观测 ：日全食时或用日冕仪才能看到 组成,形状结构,形状,结构,观测,辐射,温度,磁场扰动,科研成果, 组成 日冕是太阳大气的最外层，从色球边缘向外延伸到几个太阳半径处，甚至更远。分内冕、中冕和外冕，内冕只延伸到离太阳表面约1.3倍太阳半径处；外冕则可达到几个太阳半径，甚至更远。日冕由很稀薄的完全电离的电浆组成，其中主要是质子、高度电离的离子和高速的自由电子。 日冕可分为内冕、中冕和外冕3层。内冕从色球顶部延伸到1.3倍太阳半径处；中冕从1.3倍太阳半迳到2.3倍太阳半径，也有人把2.3倍太阳半径以内统称内冕。大于2.3倍太阳半径处称为外冕（以上距离均从日心算起）。广义的日冕可包括太阳风所能达到的范围。 日冕温度有100万摄氏度，粒子数密度为10 15 /m 3 。在高温下，氢、氦等原子已经被电离成带正电的质子、氦原子核和带负电的自由电子等。这些带电粒子运动速度极快，以致不断有带电的粒子挣脱太阳的引力束缚，射向太阳的外围。形成太阳风。日冕发出的光比色球层的还要弱。 日冕主要由高速自由电子、质子及高度电离的离子(电浆)组成。其物质密度小于2×10 -12 千克/米 3 ，温度高达1.5×10 6 ～2.5×10 6 K。由于日冕的高温低密度，使它的辐射很弱且处于非局部热动平衡状态，除了可见光辐射外，还有射电辐射，X射线，紫外、远紫外辐射和高度电离的离子的发射线(即日冕禁线)。 白光日冕有3个分量：① K冕。在 2.3太阳半径以内，由自由电子散射光球的连续光谱。②F冕。在2.3太阳半径以外，起源于黄道面内行星际尘埃粒子散射光球的光，它的光谱中有夫琅和费线，F冕又称为“内黄道光”。③ E冕。又称L冕，是日冕气体离子发射线的光。日冕的磁场强度约1/10000～1/100特斯拉，随距日面距离的增加而减小。 形状结构 形状 日冕的形状同太阳活动有关。在太阳活动极大年，日冕接近圆形，而在太阳宁静年则比较扁，赤道区较为延伸。日冕直径大致等于太阳视圆面直径的1.5～3倍以上。（见日冕周期变化）。 日冕（图1） 结构 日冕的精细结构有：冕流和极羽、冕洞、日冕凝聚区等。日冕的结构一般随时间缓慢地变化。人们认为，观测到的不同结构可能是同一结构在不同时期的表象。 观测 通过X射线或远紫外线照片，可以看到日冕中有大片不规则的暗黑区域，这称为冕洞。 日冕辐射的波段范围很广，从X射线、可见光到波长很长的射电波，因此必须采用不同的仪器进行观测。 在1931年发明日冕仪以前，人们只能在日全食时观测到日冕，因为它的亮度仅为[[光球]]的百万分之一左右,约相当于满月的亮度。在平时,地面上大气的散射光和观测仪器的散射光，会大大超过日冕本身的亮度而将它淹没。日全食时太阳光球被月球遮住，大气和仪器的散射光随之减弱，这样就能很方便地观测到日冕。尽管日全食的机会不多，天文工作者仍作很大努力把仪器装备运到发生日全食的地点去从事观测，这是因为有一些观测（如验证爱因斯坦相对论和研究外冕等）只能在日全食时进行。平时要观测日冕，必须使用能最大限度地消除仪器散射光的日冕仪。为了克服大气散射光的影响，必须把日冕仪安置在高山上。不过用日冕仪也只能观测到内冕，而且只能得到白光日冕的部分信息。由于空间探测事业的发展，人们已将日冕仪放在火箭、轨道天文台或天空实验室上进行大气外观测。这样，不仅可以观测日冕的可见光波段，而且可以对紫外、远紫外和X射线辐射进行探测,同时也能在行星际空间对太阳风取样。有几个射电波段的辐射能够透过地球大气层，所以在地面上可用射电望远镜对日冕作常规的观测（见太阳射电）。 1868 年，法国天文学家皮埃尔J．C．詹森在印度对一次日食进行观测时，曾对日冕谱线进行了记录，并将记录寄给了英国天文学家约瑟夫诺曼洛克伊尔，他是一位公认的光谱学专家。通过认真的研究，洛克伊尔认为这些谱线意味着在太阳大气中存在一种未知的新元素，他将其命名为“氦”，这个称谓在希腊语中意思是“太阳”， 也就是“太阳中含有的元素”的意思。不过，这论断没过多久就被推翻了。 1895 年，苏格兰化学家威廉姆雷姆塞发现在地球上同样存在“氦”。而“氦”是已知的唯一一种最先被发现于地球以外的天体上的元素。 1931 年，法国天文学家博纳德弗第南德李奥特发明了日冕仪，这一发明使人们在阳光普照时也能够对日冕产生的光线进行观测。在这一仪器的帮助下，我们最终发现日冕是太阳的一部分。当时，人们在对日冕进行研究时发现，日冕产生的谱线并不属于光谱中的某一范围。 日冕还产生其他一些奇特的谱线，但这并不意味日冕中还存在什么未知的元素。反之，这些谱线说明日冕中所含元素的原子中都含有不同数量的电子，而在高温条件下，某些电子将脱离原子的束缚。1942 年，瑞典物理学家本杰特爱德兰认为日冕中的某些特殊谱线是铁、碳和镍原子在失去电子的情况下产生的。 日冕并没有突出的边缘，而是不断延伸，逐渐与整个太阳系融为一体，并在延伸的过程中逐渐减弱，直至对行星的运动无法构成任何可观的影响为止。太阳蕴含的热量将驱使带电粒子沿不同方向向太阳外部迸射，美国物理学家尤金纽曼巴克尔于1959 年时曾经对此做出预言。 1962 年，“水手-2 号”探测器升至太空抵达金星时所探测到的结果验证了这个预言。这种带电粒子的迸射被人们称为“太阳风”，其速度为400—700 公里/秒。“太阳风”的作用使各彗星的尾部均指向背离太阳的方向。同时，构成“太阳风”的带电粒子还会不断撞击各个行星，而且如果行星上具有南北极（正如地球上那样），那么带电粒子将由其北极向南极运动。 二十世纪70年代的 空间探测器观测发现，日冕中有大片形状不规则的 黑暗区域，称为冕洞。冕洞是日冕的 低温、低密度区，大致可分为3种：极区冕洞、孤立冕洞和延伸冕洞。极区冕洞经常存在南北极区，孤立的 中低纬冕洞尺度较小，从极区向赤道发展延伸的 冕洞寿命较长，是高速太阳风的 重要源泉。当太阳上有强烈X射线耀斑爆发和日冕物质抛射时，部分强大的 等离子流飞达地球附近，往往引起很大的 磁暴与强烈的 极光，同时也发生电离层骚扰，影响地球短波通讯和卫星 通讯。地球两极则会出现千姿百态的 美丽极光。 2015年1月1日，美国宇航局太阳动力学观测卫星大气成像组件拍摄到了太阳上的一个神秘现象——一片巨大的“黑洞”出现在太阳的南极区域，几乎覆盖了太阳的1/4。科学家表示，这片黑洞是一个巨大的日冕洞，它是太阳日冕层的一块黑暗、低密度区域。在远紫外光的照射下，它看起来黯淡无光，仿佛是深入太阳中心的黑色深渊。 日冕洞 虽然从卫星图像上来看，日冕洞并没有太阳活动，但实际上它释放著猛烈的太阳风暴，并以500英里/秒的速度喷涌太阳粒子，是别处太阳风速度的3倍。科学家仍在研究造成日冕洞的具体原因，但它似乎与磁场活动增强的区域有关。NASA表示，日冕洞是太阳目前最显著的特征之一。NASA还表示，“由于日冕洞位于太阳最南边，太阳风对地球上的人类产生影响的可能性不大。” 2015年5月，美国宇航局公布太阳表面壮观的日冕环，太阳动力学天文台搭载的大气成像组件负责拍摄太阳大气层。它在不同波段进行拍摄，每十秒钟收集十张不同波长的成像数据，以揭示太阳表面变化和内部变化之间的联系。图中的冕环非常清晰，蓝 *** 域和黄 *** 域分别表示磁场的两极，下面还覆盖叠加了日球层磁场观测仪观察到的磁场数据。 辐射 辐射 日冕的辐射是在非局部热动平衡状态下产生的，有以下几种情况：①日冕气体中的自由电子散射光球辐射，即白光日冕。②电子在热运动中同质子、α 粒子以及各种重离子碰撞时，产生轫致辐射。③处于亚稳态的离子的禁戒跃迁，是日冕禁线的来源。④当电子在磁场中运动时，产生回旋加速辐射或同步加速辐射。这种过程对于产生日冕的较长波长（如射电波）的辐射是相当重要的。⑤在日冕电浆的静电振荡和阿尔文波等过程中也产生辐射。　日冕的可见光波段的连续辐射是日冕物质散射光球的连续辐射的结果，因而日冕连续光谱的能量分布与光球很相似。白光日冕的光可分为:K日冕、F日冕、E日冕（有时称L日冕）。太阳光谱的远紫外线和X射线主要是在日冕中产生的。光球温度较低，在这两个波段的辐射远没有日冕强。为了不受光球辐射的干扰，常用远紫外线及X射线这两个波段来拍日冕像。图4表示用X射线拍到的日冕像。把可见波段的单色像同远紫外线和X射线等单色像作比较，便可研究太阳大气不同层次的物理状态（见太阳单色像）。 射电辐射 宁静日冕射电辐射在一些方面与日冕X射线相类似，二者虽然只占太阳总辐射能的很小部分，却能提供相当数量的信息。对于X射线有很大意义的轫致辐射，对射电谱也很重要;用射电波与X射线一样能直接观测日冕的射电辐射而不受光球辐射的干扰。通过光谱分析得出日冕的e="3"<日冕的电子密度和运动温度。 温度 日冕的温度非常高，可达200万度。令人不可思议的是，离太阳中心最近的光球，温度是几千度。稍远些的色球，温度从上万度到几万度。而距离太阳中心最远的日冕，温度竟然高达上百万度。这一反常的现象意味着什么，科学家们还未找到合理的解释。 冕的温度很高，其数值达百万数量级，这并非臆想，而是以日冕发射的高能量X射线为依据的。不过，这种超高温仅仅集中在日冕的个别原子中。而且这些原子广泛分布于整个日冕中，其热量总和并非高。 观测表明，太阳大气的温度具有反常的分布，即从光球的5,770K慢慢降到光球顶部(光球与色球交界处)的4,600K，然后缓慢上升到光球之上约2,000公里处的几万度，再向上延伸约1,000公里形成了色球-日冕过渡层，温度陡升至几十万度，到达低日冕区已是百万度以上的高温区了。究竟是什么原因造成这种反常增温，仍是太阳物理学中多年来未解决的最重要问题之一。在过去数十年中对过渡层和日冕反常高温的原因进行了许多研究。声波加热机制、激波加热机制、阿尔文波加热机制、波与粒子的非共振湍动加热机制都曾被提出过，但是这方面的理论研究仍处于探索阶段。 日冕高温成因与高能粒子动量不守恒有关 动量守恒定律：基础物理学中对于动量守恒，有严格的条件要求。其前提条件是，系统对象必须是刚体，并且系统不受外力。松散的系统，如棉花团之间就不适合动量守恒原理。同样，高能粒子在一些极端物理环境下，也不会严格遵循动量守恒原理。就像棉花团吸收动能一样，在强大引力场和极端高压环境下，高能粒子内部系统也会吸收额外的能量以保证其系统在极端环境中的稳定。 在宇宙粒子演化中，可能会存在这种现象。一个在某个空间中高速游离的某种高能粒子体A，它是属于那种能量满载并且可能随时溢出电子或者光子的高能粒子体，其能量的承载远远超出它稳定期的状态。但是，最后这个高能粒子体A并没有溢出任何的能量，而是转化成其它种类的粒子体B，而这个新的粒子B能稳定存在于其当下的环境中。 我们可以看到，整个转变过程，总体的能量是没有变化的。而粒子A变成粒子B，最明显的变化就是质量变化。从粒子A的高能随时溢射状态，转变成稳定的粒子B。在凝聚的过程，粒子A的速度在转变成粒子B后的速度变小。从以下动能公式我们可以简单得到结论。（见示意图） (注意：粒子A、B只是概念符号，其粒子本身在过程中，可能并没有变成其他粒子，只是在质量或者速度上发生了变化。) 这种情况无法再用动量守恒作为解决方法了。而这种粒子转化，可能需要在某些特殊环境中才能实现。但是，正是这种粒子转化的原理，却可以为我们提供一个运动力学的研究方向。我们通常研究的宇宙空间环境是比较稳定的。我们所有的推想假设都是在理想环境中。而这种怪异的现象，可能在我们对于已经稳定中的宇宙空间环境或者平稳的实验室里无法观察到。 从非动量守恒的公式，我能估想到阳日冕层的可高达100万高温的可能成因。从太阳上抛射出来的高能粒子，在离开太阳的一定引力和压力有效区后，高能粒子可能有经历质量变小速度变大的过程，致而该区域的粒子变的相当活跃。（见示意图） 粒子的这种非衰变而产生的质量变化，可能在一些高密度质量的星体或者早期宇宙中普遍存在。而这个过程，可以用海底的气泡形容。几千米深的海底，冒出一个气泡。刚开始的时候因为海底的水压很高，气泡很小。但随着气泡往升的距离越靠近水面，海水的压力就越小，气泡就开始膨胀或者溢出几个新的泡泡，以达到稳定的状态(见气泡示意图）。从太阳溢出的高能粒子也是一样的。（此猜想来自《星际之门-空间飞行器超光速原理》韩统义著） 磁场扰动 从磁流体力学观点来看，太阳大气中的磁场应是一个统一的整体，即日冕磁场同光球磁场和色球磁场是密切相关的。在日冕照片上所看到的日冕大尺度非均匀结构：冕流、极羽、凝聚区和盔状物等大多是日冕磁场的不均匀分布引起的。例如，两极的羽状物很像磁石两极附近的铁屑花样， 这曾被用来推算日冕的偶极场。但是，与光球场和色球场不同，由于观测上的困难，很难由测量谱线的塞曼裂距直接求出日冕的磁场（见塞曼效应），因而只能用间接的观测方法或理论计算来求。如今广泛采用由光球磁场计算日冕磁场的方法，因为光球磁场可以比较准确地测定，而且每天都有记录。假设低日冕区磁场是无力场，并且是无电流场，利用观测的光球磁场资料作为边界条件来解无电流场方程，就可得到日冕磁场的强度和方向。1968年纽科克等首先进行这方面的研究，他们把计算出来的日冕磁场结构与日冕的形状作比较，结果相当满意。研究结果表明，日冕的磁场强度在1～100高斯范围内，随距日面的距离的增大而减小。在一个天文单位处由空间直接测量得的行星际磁场平均约为5×10 -5 高斯，具有阿基米德螺旋线的磁结构。在太阳活动强烈时，与活动客体共生的日冕局部磁场的强度要大得多，这时行星际磁场的强度也有较大的增加。日冕磁场结构有两种：一种是封闭式的场结构，其对应的光学结构是盔状冕流；另一种是开放式结构，其对应物是冕洞。而与耀斑共生的局部扰动区域，则常常是部分开放、部分封闭的场结构。 日冕或其中某一部分在短时间内会出现扰动，这种扰动表现为在几秒到一小时内对物质运动、粒子加速、日冕密度和温度变化的影响。日冕扰动可分三类：①长期扰动，时间为几天到几个月，表现为日冕结构的变化被大尺度光球磁场的变化所控制。长期扰动控制着太阳风和行星际磁场。②快速扰动，时间从几分钟到几小时。表现为可见光、射电连续辐射和软X射线辐射的增强。快速扰动引起强烈的行星际激波。③脉冲扰动，时间在几秒以下。表现为射电爆发和硬 X射线爆发。有这种扰动时，发生粒子加速过程和非热辐射（见太阳射电爆发和太阳脉冲式硬X射线爆发）。 日冕扰动的研究同太阳其他活动和行星际扰动的研究有关。这方面的研究工作如今十分活跃。 科研成果 据国外媒体报导，美国宇航局计画2018年7月31日发射最新探测器，它将以前所未有的近距离接近太阳。这项太空计画叫做“太阳探测器附加任务(Solar Probe Plus)”，将对太阳日冕层进行4项实验，研究太阳风和太阳表面释放的能量粒子。 在近距离接近太阳期间，探测器与太阳的最近距离为611万公里，其外部温度将达到1399摄氏度。据悉，按原定计画，这枚探测器将在2018年7月31日于佛罗里达州卡纳维拉尔角空军基地由三角洲4号重型火箭携载发射升空，发射时间视窗开启20天。 长期以来，科学家期望发射探测器穿过太阳日冕层(太阳大气最外层)，更好地理解太阳风以及进入太阳系的物质。太阳探测器附加任务的主要科学任务是跟踪太阳能量流动，以及理解太阳日冕的加热，探索加促太阳风和能量粒子活动的物理原理。

　　摘 要：本文叙述了运行在临近空间的飞行器要经历的对流层和平流层的环境特点，对风速、温度、太阳辐射、臭氧、水蒸气以及高能粒子这些大气环境进行了分析，并提出了环境控制需要注意的几个问题，为临近空间飞行器的设计和应用提供了参考。 　　关键词：临近空间环境；临近空间飞行器 　　一、前言 　　临近空间（Near Space）通常是指高度距离地面20～100km的空域，介于传统意义上航空器飞行高度（低于20km）和航天器飞行高度（高于100km）之间，也称为近空间或空天过渡区。由于高度的差异，临近空间有着不同于空中、空间独特的环境特点，这对运行其中的临近空间飞行器在设计和应用上提出了一定的要求。 　　二、临近空间环境及对临近空间飞行器的影响 　　（一）大气飞行环境 　　以大气中温度随高度而分布为主要依据，可将大气层划分为对流层、平流层、中间层、热层和散逸层（外大气层）等五个层次。大气层中的平流层和中间层对临近空间飞行器的影响最大。 　　1.对流层及影响。临近空间飞行器在升空、回收过程中经过对流层。对流层是最贴近地球表面的一层。它是从地面开始至垂直对流特征消失的高度（对流层顶）为止，即从地面向上至温度出现第一极小值-56.5℃所在高度的大气层。对流层是接近海平面的一层大气，其厚度随着纬度与季节等因素而变化。对流层空气质量大约占总大气质量的3/4，此层中的风速与风向是经常变化的。空气的压强、密度、温度和湿度也经常变化，一般随着高度的增加而减少。风、雨、雷、电等气象现象发生在这一层。对流层中风速一般是随高度的增加而增加，但变化比较复杂，没有规律，需要实际测量。1.5km高度以下的大气边界层由于受地面热力和地形的影响，空气运动具有明显的紊流运动特征，表现为风速和气温在时间和空间上变化激烈。临空器在起飞及上升阶段需要穿越对流层，对流层的气象环境对临空器的上升过程有很大的影响。因此需要对起飞的气象条件作一定的选择，尽量避免在恶劣气象条件下起飞。 　　2.平流层及影响。平流层是从对流层顶端到海拔80km之间的大气层，其质量约占大气总质量的1/4。在20km高度以内，气温不随高度变化，保持在-56.5℃；在20～32km之间，气温则随高度的增加而上升。平流层中几乎没有水汽凝结，没有雷、雨等气象，也没有大气的上下对流，只有水平方向的流动，故称平流层。平流层是临空器可以稳定工作的高度。因此平流层高度的风速直接影响临空器的尺寸、能源系统和动力推进系统的大小。 　　3.温度。温度影响了整个临空器的热环境及设备和材料的环境适应能力。材料在低温条件下会发脆，很多设备及普通的润滑系统在低温条件下不能正常工作，从而直接影响到系统的寿命和可靠性，因此低温环境对临空器的环境控制提出了更高的要求。 　　（二）臭氧 　　臭氧有很强的氧化性，可使许多有机色素脱色，侵蚀橡胶等材质，很容易氧化有机不饱和化合物。臭氧的这种强氧化性将可能导致临空器的部件变脆和加速老化，严重影响其在高空飞行的运行寿命，因此在设计时就须充分考虑对臭氧的防护。 　　（三）太阳辐射环境及影响 　　太阳辐射量同样也是临空器设计必须考虑的重要参数之一。太阳辐射的时间和辐射度直接影响临空器工作的时间和吸收的太阳能量大小。太阳辐射量的数值与太阳高度角及太阳辐射度都有关。太阳高度角的变化是由时间、纬度决定的，而太阳辐射度在一年内的变化与地日距离的变化有关，一般来说随着纬度的增加太阳辐射度减少。 　　太阳辐射的不同谱段对临空器有不同的影响。临空器主要吸收红外线与可见光谱段。吸收热量的多少取决于结构外形、涂层材料和飞行高度。这部分能量是临空器热量的主要来源之一，将影响临空器的温度。若热设计处理不当，会造成临空器温度过高或过低，影响其正常运行。因此，为了验证热设计，鉴定临空器的可靠性，可在地面试验设备中再现太阳辐射环境，模拟空间的外热流进行热平衡试验。 　　波长短于300nm的所有紫外辐射虽然只占有太阳总辐射的1％左右，但其影响很大：紫外线照射到金属表面，由于光电效应而产生许多自由电子，使金属表面带电，造成临空器表面电位升高，将干扰其电磁系统；紫外线会使光学玻璃、太阳电池盖板等改变颜色，影响光谱的透过率；紫外线会改变瓷质绝缘的介电性质；紫外线的光量子能破坏分子聚合物的化学键，引起光化学反应，造成聚合物分子量降低，材料分解、裂析、变色，弹力和抗拉强度降低等；紫外线和臭氧会影响橡胶、环氧树脂粘合剂性能的稳定性；紫外线会改变外涂层的光学性质，使表面逐渐变暗，对太阳辐射的吸收率显著提高，影响临空器的温度控制。对于长时间在空运行的临空器的设计必须考虑紫外线对外涂层的影响。 　　（四）水蒸气、高能粒子 　　在高空平流层环境中还含有少量的水蒸汽，但与对流层相比含量较低。在平流层高度，μ介子、电子、光子、中子、质子等高能粒子的辐射强度较地面大大增加，它们会对遥感仪器的运行带来不利影响。水蒸汽会凝结在镜头和制冷部件上，长期累积会影响仪器性能甚至使仪器失效。高能粒子可能对探测部件造成损坏。 　　三、结束语 　　总的来说，临近空间环境的特点决定了临空器与一般中低空飞行平台的不同。它需要全面考虑临近空间环境特点，可借鉴航天器环境控制所采取的相应设计和防护措施来达到设计目的。结合环境特点，对于临空器环境控制有以下几点可作为设计时的一些参考： 　　1.为了确保太阳电池系统的良好工作性能和安全可靠，必须考虑其热控措施，可在太阳电池表面覆盖热控涂层。在热控涂层的研制和选用上，必须认真考虑上述环境影响可能引起的涂层热辐射的稳定性问题。在选择涂层时，选择那些在地面已经过模拟空间环境的考验并证明稳定性合格的涂层。 　　2.需要充分考虑低压、低密度环境对临空器总体、能源与动力及热控等的影响，进行针对性的设计和研究；对于平流层低温环境对临空器材料和系统设备的影响，要提高材料的性能和加强设备的热控来满足设备对热环境的要求。 　　3.针对临近空间存在的太阳辐射和臭氧环境，需对临空器材料和系统设备进行污染防护和器件抗辐射加固等；应根据太阳辐射强度的分布和变化规律，结合临空器能源平衡需求以及对风场环境的分析，对临空器参数的设计选择进行优化，并且合理选择飞行的地点和时间。

所谓基本粒子就是构成物质的最基本的单元。根据作用力的不同，粒子分为强子、轻子和传播子三太类。 强子就是是所有参与强力作用的粒子的总称。它们由夸克组成，已发现的夸克有五种，它们是：上夸克、下夸克、奇异夸克、粲夸克和底夸克。理论预言还有第六种夸克存在，已命名为顶夸克，但目前尚未发现。现有粒子中绝大部分是强子，质子、中子、π介子等都属于强子。 轻子就是只参与弱力、电磁力和引力作用，而不参与强相互作用的粒子的总称。轻子共有六种，包括电子、电子中微子、μ子、μ子中微子、τ子、τ子中微子。电子、μ子和τ子是带电的，所有的中微子都不带电；τ子是1975年发现的重要粒子，不参与强作用，属于轻子，但是它的质量很重，是电子的3600倍，质子的1.8倍，因此又叫重轻子。 传播子也属于基本粒子。传递强作用的胶子共有8种，1979年在三喷注现象中被间接发现，它们可以组成胶子球，但至今尚未被直接观测到。传递弱作用的W+，W-和Z0。中间玻色子是1983年发现的，非常重，是质子的80一90倍。 基本粒子要比原子、分子小得多，现有最高倍的电子显微镜也不能观察到。质子、中子的大小，只有原子的十万分之一。而轻子和夸克的尺寸更小，还不到质子、中子的万分之一。 粒子的质量是粒子的另外一个主要特征量。按照粒子物理的 规范理论，所有规范粒子的质量为零，而规范不变性以某种方式 被破坏了，使夸克、带电轻子、中间玻色子获得质量。现有的粒子质量范围很大，从0到90吉电子伏。光子、胶子是无质量的，电子质量很小，只有0.5兆电子伏，π介子质量为电子质量的280倍；质子、中子都很重，接近电子质量的2000倍，约为1吉电子伏，已知最重的粒子是Z0，其质量为90吉电子伏。己发现的五种夸克，从下夸克到底夸克，质量从轻到重。下夸克质量只有0.3吉电子伏，而底夸克重达5吉电子伏，顶夸克还没有发现，理论预言它的质量可能超过100吉电子伏。中微子的质量非常小，目前己测得的电子中微子的质量小于7电子伏，即为电子质量的七万分之一，已非常接近零。 粒子的寿命是粒子的第三个主要特征量。电子、质子、中微子是稳定的，称为 "长寿命"粒子；而其他绝大多数的粒子是不稳定的，即可以衰变。一个自由的中子会衰变成一个质子、一个电子和一个中微子； 一个π介子衰变成一个μ子和一个中微子。粒子的寿命以强度衰减到一半的时间来定义。质子是最稳定的粒子，实验已测得的质子寿命大于10的33次方年。 粒子具有对称性，有一个粒子，必存在一个反粒子。1932年科学家发现了一个与电子质量相同但带一个正电荷的粒子，称为正电子；后来又发现了一个带负电、质量与质子完全相同的粒子，称为反质子；随后各种反夸克和反轻子也相继被发现。一对正、反粒子相碰可以湮灭，变成携带能量的光子，即粒子质量转变为能量；反之，两个高能粒子碰撞时有可能产生一对新的正、反粒子，即能量也可以转变成具有质量的粒子。 粒子还有另一种属性—自旋。自旋为半整数的粒子称为费米子，为整数的称为玻色子。 物质是不断运动和变化的，在变化中也有些东西不变，即守恒。粒子的产生和衰变过程就要遵循能量守恒定律。此外还有其他的守恒定律，例如轻子数和夸克数守恒，这是基于实验上观察不到单个轻子和夸克的产生和湮灭，必须是粒子、反粒子成对地产生和湮灭而总结出来的。 微观世界的粒子具有双重属性粒子性和波动性。描述粒子的粒子性和波动性的双重属性，以及粒子的产生和消灭过程的基本理论是量子场论。量子场论和规范理论十分成功地描述了粒子及其相互作用。 --------------------------------------------------------------------------------构成物体的比原子核更简单的物质，包括电子、正电子、质子、中子、光子、介子、超子、变子、反粒子等。也叫粒子。

基本粒子指人们认知的构成物质的最小最基本的单位。目前物理学认为的基本粒子可以版分为夸权克、轻子、规范玻色子和希格斯粒子四大类。　　夸克　　目前的实验显示共存在6种夸克(quark)，和他们各自的反粒子。这6种夸克又可分为3“代”。他们是　　第一代：u（上夸克） d（下夸克）　　第二代：s（奇异夸克） c（粲夸克）　　第三代：b（底夸克） t（顶夸克）　　轻子　　共存在6种轻子（lepton)和他们各自的反粒子。其中3种是电子和与它性质相似的μ子和τ子。而这三种各有一个相伴的中微子。他们也可以分为三代：　　第一代：e（电子） νe（电子中微子）　　第二代：μ（μ子） νμ（μ子中微子）　　第三代：τ（τ子） ντ（τ子中微子）　　规范玻色子这是一类在粒子之间起媒介作用、传递相互作用的粒子。　　希格斯粒子　　希格斯粒子(Higgs)是粒子物理标准模型中唯一还没有在加速器上产生出来的粒子。

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干勇先生，公司董事长。1947年生，工学博士，中国工程院副院长，中国工程院院士、教授级高级工程师、博士生导师、享受政府特殊津贴。曾任中国钢研科技集团公司总经理、钢铁研究总院副院长、公司第一届董事会副董事长，第二届、第三届董事会董事长，现任中国钢研科技集团有限公司董事长，党委副书记，钢铁研究总院院长，同时兼任连铸技术国家工程研究中心主任、中国科协常委、中国金属学会副理事长、中国稀土学会理事长、中国材料研究会副理事长、北京钢研高纳科技股份有限公司董事长、北京高怀冶金技术开发公司董事长等。1996年被评为国家有突出贡献中青年专家，中共十六大、十七大代表。2010年6月10日，干勇当选中国工程院副院长。

解决了中证网讯 （记者徐金忠 官平）独立财务顾问国信证券业务总监邓俊表示，安泰集团已对关联方及关联方资金往来情况进行了全面、深入的自查，与关联方积极协商制定了还款方案，并进行了详细的信息披露工作。同时，结合公司自身的内部控制情况制定了相应的整改措施。截至2015年10月底之前，关联方已通过现金偿还、资产置换、债务转移等方式将非经营性占用的资金全部偿还完毕，并向公司支付了相应的资金占用费。上市公司将通过本次资产重组彻底解决关联交易及关联方经营性欠款等问题。邓俊认为，当前安泰集团已经解决了非经营性占款问题，规范了信息披露行为，对经营性占款的解决提出了切实可行的解决办法。公司现任董事、高级管理人员不存在最近三年受到行政处罚或者刑事处罚的情形。安泰集团受到证监局及交易所处罚不影响本次重组的实施。

是。日照安泰集团是国有化了。日照安泰集团（以下简称“安泰”或“安泰集团”） 成立于2000年，国家一级开发资质，是一家集房地产开发、金融投资、矿产实业、营销策划、物业管理。

成立时间、经营范围。介休安泰集团和安泰控股的区别在于成立时间、经营范围。1、成立时间：安泰集团于1993 年7月经批准设立，2003 年 2 月在上海证券交 易所上市。安泰控股2005年成立。2、经营范围：安泰集团经营范围包括:生产、销售焦炭及副产品、生铁、水泥及制品。安泰控股经营范围包括：生产钢系列产品及合金钢棒材、H 型钢、钢筋。

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日照安泰集团成立于2000年，成立之初就将住宅开发确定为公司核心业务，经过十几年的发展，至今已发展成为集房地产开发、营销策划、物业管理、装饰装修、信贷投资等于一体的多元化集团公司。

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