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沉积环境作业

沉积环境与沉积相

读书报告

学院：

地球科学学院

专业：

资源勘查工程

班级：

611107

学号：

61110715

姓名：

罗威

指导教师：

程日辉教授

2013年12月

目录

绪论1

第一章沉积环境与沉积相概念1

第一节.沉积环境概念1

第二节.沉积相概念2

第三节.沉积相分析原则2

第二章沉积环境与沉积相的标志4

第一节.成分5

第二节.结构6

第三节.构造8

第四节.生物14

第五节.剖面14

第六节.层序和层面14

第三章沉积环境与沉积相特征15

第一节.冲积扇沉积环境与相模式15

第二节.河流沉积环境与相模式18

第三节.湖泊沉积环境与相模式23

第四节.三角洲沉积环境与相模式25

第五节.陆源碎屑海洋沉积环境与相模式28

第六节.碳酸盐岩沉积环境及相模式33

绪论

沉积岩是组成岩石圈的三大岩石之一，它是在地壳表层条件之下由母岩的风化产物、生物来源物质、火山物质、宇宙物质组成，经过搬运作用、沉积作用和沉积后作用形成的岩石。

同岩浆岩的高温，高压相比，沉积岩形成于常温常压下。

绝大多数的沉积作用是在水中进行的，大多数沉积物和沉积岩也是在水中形成的，水是母岩风化的主要营力，也是风化产物、宇宙物质等搬运和沉积的主要介质。

生物和生物化学作用对于沉积物和沉积岩的形成有特殊的意义。

沉积岩、岩浆岩与变质岩在成因上的关系（如图1）。

图1沉积岩、岩浆岩与变质岩在成因上的关系

沉积环境和沉积相是沉积学的重要组成部分，有很强实践性、综合性、理论性，是恢复古环境、研究沉积地层层序结构、解释地震相、进行盆地分析和再造古地理的基础，对石油、天然气、煤等能源和许多金属非金属矿产资源的普查、勘探和开发具有重要意义。

地球表面约有75%的面积覆盖着沉积（物）岩。

这个环境中蕴藏着大量的、种类繁多的、极其重要的矿产资源。

这个环境与人类的生活环境也有着密切关系。

通过现代沉积物形成的环境、条件及其气候特征，对古代沉积岩形成环境进行推断。

“将今比古”从而定性描述到定量分析的研究，建立地质作用模式到深化沉积学理论的研究。

第一章沉积环境和沉积相概念

第一节沉积环境的概念

地质学所讲的“环境”是从地理学中引进的概念。

地理学家把地球表面划分为若干个地理景观,如山脉、河流、湖泊、沙漠、冰川、海洋等。

这就是所谓的自然地理环境。

沉积学者所研究的是物质沉积时的自然地理环境，称之为沉积环境。

沉积环境通常是指沉积作用进行的自然地理环境。

在地球表面不同的部分所发生的自然作用（物理的、化学的和生物的）都是不同的，因此可以把地球表面区分为不同的自然地理单元，每一个单元即构成一种自然地理环境。

暴露在地表的各种地质体，从遭受风化、剥蚀、搬运到沉积形成各种沉积物，自始至终都是在各种自然环境中进行的。

沉积环境是由一系列环境条件组成的，包括：

（1）自然地理条件，包括海、陆、河、湖、沼泽、冰川、沙漠等的分布及地势的高低；

（2）气候条件，包括冷、热、干旱、潮湿；

（3）构造条件，包括大地构造背景及沉积盆地的隆起与坳陷；

（4）沉积介质的物理条件，包括介质的性质、运动方式与能量大小等；

（5）介质的地球化学条件，包括氧化还原电位、酸碱度及介质的含盐都等。

第二节沉积相的概念

沉积学中的“相”或“沉积相”是地质学中的一个基本概念，然而也是—个长期有争议的概念。

相这一概念是丹麦地质学家斯丹诺引入地质文献的，并认为是在一定地质历史时期内地表某一部分的全貌。

1838年瑞士地质学家格列斯利开始把相的概念用于沉积岩研究中，当时格列斯利在研究瑞士西北部侏罗纪地层时，发现该地层在岩性和古生物面貌方面有极大的变化。

于是，格列斯利就用“相”来描述这种变化。

他认为地层单位的“相”的各种变化具有两个主要特点：

一是岩性相似的地层单位必然具有相同的古生物组合；二是点是不同岩性的地层单位不可能具有同一属种的生物群。

后来塞利（R.C1976）又提出“相”的五个方面限定：

沉积岩体的几何形态;岩石特点;古生物特点;沉积构造特点;古流相特点。

随着沉积学飞速的发展，人们对“相”也逐渐统一认识。

当前国内外地质界多数人的认识是把“相”或”沉积相“看作是沉积环境的物质表现。

在一定的沉积环境中进行着一定的沉积作用．并形成一定的沉积组合。

沉积环境和沉积作用的各种特点，必然会在这些沉积产物中留下某些记录。

这些记录表现为岩石组分、几何形态、结构、构造、生物化石等方面的差异。

所以“相”应是能表明沉积条件的岩性特征和古生物特征的综合规律。

长期以来习惯用于海相、河流相和湖泊相等。

就是“相”之前加以环境的名称。

用这样的名称表示古环境的沉积特征。

例如：

用“海相”来表示古海洋环境所造成的沉积特征，包括岩性，古生物、古气候等，既一套沉积组合。

用“河流相”来表示古河流环境所造成的沉积特征，包括岩性，古生物、古气候等，既一套沉积组合。

沉积相可以根据沉积岩原始物质的不同，分为碎屑岩沉积相与碳酸盐岩沉积相。

前者以砂、粉砂、粘土等碎屑物质为主，沉积介质一浑水为特征，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，岩性以碳酸盐为主。

目前沉积相的分类通常以沉积环境占主导地位的自然地理条件为主要依据，并结合沉积动力、沉积的特征进行划分（如图1-1和表1-1）。

第三节沉积相分析的原则

沉积相分析的原则探讨地层形成的自然地理环境，恢复再造沉积时期古地理面貌的基本方法。

相分析的原则就是众所周知的“现实主义”原则。

这个原则是莱伊尔在1830年的著名专著《地质学原理》中详细论述的一个原则。

其真正的涵义为：

现在正在进行着的地质作用，也曾以基本相同的强度在整个地质时期发生过，古代的地质事件可以用今天所观察到的现象和作用加以解释。

1905年盖基又提出“现代是打开过去的钥匙”的著名原则。

在我国常将这个原则通俗地称为“将今论占”或“历史比较法”。

需要指出的是，不应将现实主义原则与“均变论”等同。

前者强调通过对现代地质作用的认识去分析判断古代曾发生过的地质作用，而后者是关于事物演化规律的一种观点。

它强调事物发展的均变性，而忽视事物演化的突变性，与“突变论”是对立的。

实际广事物发展即有均变的特点，也有突变的待点，二音是辩证的统一。

这种辩证统—的性质在现代的地质作用如此，地质时期也如此。

正是由于人们认识了现代地质过程的这种辩证统—规律，才能正确地解释和认识地质时期发生的地质过程。

现实主义原则作为地质科学的一种方法论和基本原则，对沉积相分析和古地理研究尤为重要。

表1-1沉积环境与沉积相的分类表

另外，需要特别指出的是：

在应用现实主义原则时必须考虑到地质历史是发展的，各地质时期的地质作用方式和特点既有继承性也有变化性，即有连续性又有阶段性。

例如，元古代的碳酸盐岩潮坪环境中曾有广泛的叠层石发育。

而到显生宙时，同样是碳酸盐潮坪环境，但由于食藻类生物的出现，叠层石分布的范围和数量则大为缩小。

又如，现代正处在更新世后海平面上升时期，我们可以比较容易地将现代滨岸地带的海侵剖面与古代海侵期的相应剖面进行对比，但对于地质时期中多次出现的海迟型剖面则难干找到现代的类比物。

所以，我们在应用现实主义原则时．决不能简单地把今日的现象与古代完全等同看待，而必须根据多方面的事实进行历史的分析才能得出合乎逻辑的科学的解释。

总之．现实主义原则不仅是研究和恢复古代沉积环境的指导理论，而且为进一步发展沉积学和古地理学指出了一条正确选径。

这就是为了能更准确地解释过去，必须加强对现代沉积境、沉积作用及其产物的研究。

第二章沉积环境与沉积相的相标志

古代环境在地质历史记录中表现为沉积层的各种特征。

这些特征就是特定的古代环境的物质表现（沉积岩石学的全部内容）。

沉积层的各种特征：

成分（碎屑成分、填隙物及成岩物质等）、结构（成分的形态等岩石的微观特征）、构造（颜色、层理和层面等岩石的宏观特征）、生物（种类、习性及遗迹）、定向性（特定的力学性质作用产物）、层序（形成、产出、演化和时间）、砂体形态大小等空间展布几何外形、剖面结构（宏观展布及韵律性）等。

第一节成分

根据碎屑成分和矿物标型特征可以来研究沉积物来源方向及物源区岩类型。

陆源碎屑成分包括岩屑和轻、重矿物，是物理风分化的残余物，是分析物源区岩石类型的直接依据。

一、利用碎屑矿物组合分析母岩类型

每一类岩石都有其特定的矿物组合，经风化、剥蚀、搬运、沉积、成岩作用，在形成的碎屑中，能基本保留其组合特征（如表2-1）。

表2-1各类岩石轻、重矿物组合

二、利用矿物的标型特征分析母岩类型

矿物标型特征：

指不同成因的同种矿物，由于形成时物理、化学条件的不同，因而在化学组成、晶形和物性上存在的差异性。

如沉积岩中的石英，可以据其包裹体、消光类型、晶体形态和多晶现象等标志区分母岩类型（如图2-1）。

3、自生矿物

自生矿物沉积期或同生期形成的矿物，说明沉积时期水体介质的物理、化学条件（如Eh值；Ph值、盐度等）。

海绿石:

绿色，为富铁、富钾的含水层状铝硅酸盐矿物，呈圆锥状、肾状。

海绿石的成因：

是改造生成和胶体沉淀而成。

现代海绿石形成于陆棚区（浅海），弱咸性（Ph=7－8）和弱氧化—弱还原（Eh=0）的正常海水，水温10o－15oC，深度大于125m。

在寒冷地区，水深30米就可形

图2-1石英标型特征与来源成。

海绿石形成在水底层，经水化和离子交换作用（即海解作用）而形成。

要求一定的原始物质供给，如粘土矿物、云母、角闪石、辉石、长石、绿泥石等（即不是完全独立结晶的）。

鲕绿泥石:

绿色，鲕状、球粒状，易于与海绿石混淆（铁质硅酸盐矿物，基本不含钾）。

海相成因。

与海绿石的形成温度和深度不同，鲕绿泥石形成于较温暖的浅海，水温大于200C，其分布深度小于60m。

四、粘土矿物:

粘土矿物小于2μm，含水的铝硅酸盐类,如水云母和蒙脱石等。

粘土矿物是絮凝作用形成的，能反映介质的Ph值。

如高岭石形成于酸性介质中，一般为大陆环境；水云母、蒙脱石形成于中性或碱性介质中，多为海洋环境。

第二节结构

沉积岩的结构是指碎屑颗粒本身的特点、填隙物特点以及碎屑和填隙物之间的关系,结构类型如表2-2。

表2-2沉积岩的结构类型

一、陆源碎屑结构

陆源碎屑结构主要由碎屑颗粒、化学胶结物和杂基三部分组成。

结构的特征取决于颗粒的结构、胶结物（或基质）的结构以及二者之间的量比和相互关系（如图2-2）。

1、圆度

圆度是指碎屑颗粒的棱和角被磨蚀圆化的程度，一般分四级：

Ⅰ棱角状颗粒具尖锐的棱角，原始形状基本未变或变化很小，说明碎屑未经搬运或搬运极近；Ⅱ次棱角状碎屑颗粒的棱和角稍有磨蚀、尖角并不十分突出，一般说明碎屑经过了短距离搬运；Ⅲ次圆状棱角有显著磨损，碎屑的原始轮廓还可看出，说明碎屑经过了较长距离的搬运；Ⅳ圆状棱角已全磨圆，碎屑的原始轮廓已消失，说明碎屑经过了很长距离的搬运和磨损。

2、表面特征

碎屑颗粒的表面特征包括颗粒表面的磨光度和显微刻蚀痕两方面。

由表面特征可判断搬运和沉积介质的性质：

若颗粒表面呈毛玻璃状的霜面可能是风力搬运的；冰川搬运的砂砾常有擦痕；浊流搬运的颗粒表面常带有细小的刻痕。

3、化学胶结物

胶结物是碎屑颗粒间的化学沉淀物质；通常是结晶的或非晶质的矿物，在岩石中含量<50％，对颗粒起胶结作用。

主要的胶结类型有基底式胶结、

图2-2陆源碎屑结构孔隙式胶结、接触式胶结、悬挂式胶结、镶嵌式胶结（如图2-3）。

图2-3不同胶结类型示意图，画斜线者为胶结物

1．基底式胶结；2．孔隙式胶结；3．接触式胶结；4．悬挂式胶结；5．镶嵌式胶结

4、杂基

杂基是<0.03毫米的细粒碎屑物质及粘土矿物，它们一般是与碎屑物质一起机械沉积的，它们对碎屑颗粒也起胶结作用。

二、粒屑结构

机械作用形成的内源岩则具有“粒屑结构”,颗粒类型主要有鲕粒、团粒、团块、骨粒（如图2-4）、内碎屑（如图2-5）、核形石等。

图2-4骨粒图2-5内碎屑

三、泥质结构

主要由粒度<0.004毫米的泥质物质组成。

它为泥质岩的特征结构，其特点是质地均匀、致密，常具滑感和贝壳状断口，矿物成分主要为粘土矿物。

常见的粘土矿物主要有高岭石、伊利石、绿泥石、蒙脱石等。

四、生物骨架结构

原地生长的造礁生物构成的岩石骨架常具生物骨架结构。

原地的群体生物化石构成岩石的坚固骨架，在骨架间充填灰泥杂基及胶结物、生物屑等，常构成各种抗浪的生态礁，称为骨架岩。

5、残余结构

各种原生结构的石灰岩经过强烈重结晶作用或白云石化作用，常具有明显的晶粒结构及石灰岩的各种残余原生结构。

由交代作用形成的内源沉积岩常具交代残余结构。

它是由于交代作用不彻底，原岩中的矿物成分或结构部分地保存下来、即成交代残余结构。

第三节构造

沉积构造是沉积物的颜色、成分、结构的不均一性而形成的岩石宏观特征。

其规模一般较大，多在野外露头上及岩芯中可直接进行观察和测量。

根据其形成时间划分为:

原生沉积构造和次生沉积构造。

根据沉积构造的成因性质可分为三类:

物理成因的沉积构造、化学成因的沉积构造、生物成因的沉积构造（如表2-3）。

其中物理成因的层面构造和层理构造是沉积岩中最常见的构造，也是沉积岩识别的重要标志。

1、层面构造

沉积物表面由于流水、风、雨雪、生物等各种营力所形成的痕迹称为层面构造。

常见有波痕、干裂、雨痕等。

1、波痕

波痕由水流、波浪或风的作用，在沉积物表面形成的波状起伏痕迹，波痕有很多的形成要素（如图2-6）。

按成因分为流水的、浪成的和风成的三类。

流水波痕由单向水流造成。

其形态不对称，迎流面缓，背流面陡。

按规模通常又分为大型的与小型的两种类型。

小型波痕的波长一般在4--60cm，波高0.3～6cm不等，波痕指数大于5，多数在8～15之间，沉积物粒度中值小于0.6～0.7mm。

小型波痕的波脊形态主要有直线状，弯曲状和舌状三类，反映水动力条件依次由弱至强的变化。

大型水流波痕（如图2-7）：

波长60～30cm,波高为6～1.5m，波痕指数大于15。

主要产生于中、粗粒床沙中。

表2-3沉积岩构造分类

图2-6波痕形态要素

脊点（C,D）、谷点（A,B）、波长（L）、波痕指数（L/H）、对称指数（L1/L2）

浪成波痕是由波浪的振荡运动形成的。

浪成波痕的一个突出特征是波脊较为平直，浪成波痕通常按波脊的对称程度分为对称的与不对称的两类（如图2-8）。

对称的浪成波痕，波脊尖锐、波谷圆滑，波长在0．9～200cm，波高0.3～23cm，波痕指数为6～7。

波痕内部具叠覆状人字形纹层或浪成沙纹交错层。

不对称波浪波痕：

是由水体运动时往复速度不同而造成的。

在滨岸地区，由于水体运动受海底摩擦作用的影响，波浪向陆的速度大于向海运动的速度，故波痕形成方式和单向水流的波痕相似，内部只有一个方向的前积层。

　　图2-7大型水流波痕图2-8浪成波痕（对称A与不对称B）

　　风成波痕一般具有平行的顺直波脊，波痕形态不对称，波长2.5～25cm，波高0．5～1．0cm，波痕指数在10～70以上。

一般认为风成波痕的波痕指数与粒度成反比，与风速成正比，不对称指数与粒度成正比，与风速成反比（如图2-9）。

2、泥裂

泥裂是含水的泥质或灰泥沉积物由于干缩或压实所产生的收缩裂隙（如图2-10）。

在层面上呈不规则的多边形网状龟裂，在断面上呈尖端指向底部的V字形。

泥裂被埋藏后，常为上覆沉积物充填，因此，在上覆沉积层底板上可形成凸脊状印模。

当泥裂切穿泥质层时，其上下岩层的沉积物都可充填进去，因而出现顶底都具有泥裂印模的现象。

泥裂的多边形块体凹面通常向上，也有向下的。

在很干燥的条件下，泥裂块可以破碎成碎片，甚至被搬运、磨蚀，形成各种形态的泥

图2-9　风成波痕砾，有时可聚集成透镜体。

3、雨痕

雨痕是雨点滴在松软沉积物表面形成的小型冲击坑（如图2-11）。

形态呈圆形或为椭圆形，坑的边沿略高于一般表面，形象粗糙。

泡沫痕是泡沫状的水泡仔留在松软的泥质沉积物表面形成的半圆形浅坑，坑壁光滑，边沿没有隆起。

泡沫痕一般成群出现，在一定范围内，大小相差很大。

地层中保存的泡沫痕，主要是由浪花溅沫产生的，常见于间歇出露于地表的海滩，湖滨和潮坪沉积的层面。

图2-10泥裂图2-11雨痕

二、层理构造

沉积物沉积时岩石性质沿垂向变化而产生的层状构造。

可通过矿物成分、颜色、粒度、形状、排列或填集方式的突变或渐变而显现出来。

组成层理构造的单位包括：

纹层（细层）、层系（单层）、层系组（层组）（如图2-12）。

１、水平层理

由细粒的泥质或粉砂质的水平纹层组成的板状水平层系。

其中的纹层因成分和颜色的变化彼此交替，层面平行或近于平行。

这种层理是在环境比较安静的条件下，悬浮物从水库中缓慢沉降而成的（如图2-13）。

2、平行层理

平行层理细层以及细层与层系界面之间互相平行，但出现在粒度较粗的砂岩中，常伴有冲刷现象，它形成于急流、水浅的水流条件下（如图2-14）。

平行层理是急流动态的产物，由于流水的推移与冲刷，平坦床砂上可以形成一系列深度相当于颗粒大小的平行流水的纵向沟脊（剥离线理）。

如果沿层面将层理剥开，由于纹层间粘结强度的不均一，层面上常出现沿线理方向展布的不规则条带。

3、交错层理

交错层理是指细层与层系界面呈角度相交的层理。

根据层系界面的形态可将交错层理分为三种类型。

A、板状交错层理：

层系界面是彼此大致平行的平坦面（如图2-15）。

B、楔状交错层理：

二层系界面平坦，但不平行，层系因厚度变化呈楔状（如图2-16）。

图2-12层理的类型及构造的单位C、槽状交错层理：

二层系下界面呈

槽状或杓子状。

图2-13水平层理图2-14平行层理

图2-15板状交错层理图2-16楔状交错层理

4、脉状层理、透镜状层理

　这是一类复合型层理，沙纹形态都有良好的保存（如图2-18）。

其中夹有泥质扁豆体的沙纹层称为压扁层理。

泥质扁豆体主要保存在波谷，局部可以延展到波脊，但不连续。

泥质层与沙纹层呈连续交替的层理称为波状层理。

沙纹层在泥质沉积中呈不连续的透镜体分布的称为透镜状层理。

最有利于形成上述层理的环境是具有潮汐周期作用的潮坪。

在三角洲、湖泊以及浅海陆棚环境也很常见。

　图2-17槽状交错层理

图2-18脉状层理和透镜状层理

5、粒序层理

粒序层理又叫递变层理，是无明显的细层界线，整个层理表现为粒度的变化，即由下至上粒度由粗到细逐渐递变（如图2-19）。

它是浊流的沉积特征。

正向递变层理：

下粗上细，常见于浊流、河流、海滩、三角洲环境。

韵律层理的成因很多，可以是由潮汐环境的周期变化形成，也可以是由气候的季节性变化形成的，即季节性韵律层理，也可以由浊流沉积形成。

图2-19粒序层理

第四节生物标志

化石是确定地质年代和沉积环境重要手段。

生物与环境是相互联系和相互制约的关系。

一、生物对水体深度的指示

0－50m：

藻类、底栖有孔虫、双壳类、腹足类、造礁珊瑚、灰质海绵、无铰纲腕足。

50－100m：

有珊瑚、腕足类、头足类、棘皮类等，且保存较好。

因阳光难透入，故藻类少。

100－200m：

生物逐渐减少，有苔藓虫、具铰纲腕足动物、海绵、海胆。

>200m：

远洋底栖生物主要是海百合、硅质海绵、薄壳腕足类、细枝状的苔藓动物。

二、生物对底层性质的指示

不同的底质，生物和生态不同，如底栖生物是固着还是移动生活等。

群体珊瑚、蠕虫管、有孔虫、腹足类、苔藓虫、红藻、腕足类等需要坚硬的底层加以固着。

移动生物如掘足类、掘穴蛤、某些有孔虫等适应松软底质。

图2-20遗迹化石与底层性质

第五节剖面结构

因为环境是具有各自特殊的水动力作用的变化特征，在沉积剖面上表现出特定的岩性，结构，构造，冲刷面，生物等组合顺序，这就是剖面结构。

单个岩层只能提供沉积时的个别条件。

而剖面结构则可提供整个沉积环境特征以及它们随时间的发展和演化情况。

第六节层序和界面

层序和界面是层序地层学（P.Vail,1977）研究的最基本单位，层序地层学是通过识别由海平面升降周期性变化，而所产生的沉积特征来划分对比地层、定年代和解释地层记录的新方法。

是地震地层学基础上发展起来的与沉积学、生物地层学和其它确定年代方法紧密结合的一门新兴地质学科。

它们通过其顶部和底部界面不整合或横向上可对比的整合来辨认。

在沉积层序内单个的次级单元与沉积边界可以出现各种几何形态，这些几何形态可分两种，地层在其原始沉积面的侧向终止：

1、沉积构成的上超，下超，顶超等，表明无沉积间断。

2、侵蚀间断或者构造破坏作用有关的削载。

沉积层序的边界对沉积层序确定和对比是极为重要。

如不整合上、下地层的倾斜度和平行度，可判断地层界面的角度不整合，假整合（平行不整合）（如图2-21）等。

根据接触关系，在沉积层序的上、下边界的超覆或削载的层序边界可分为：

上部边界、下部边界。

沉积层序的边界对沉积层序确定和对比是极为重要。

如不整合上、下地层的倾斜度和平行度，可判断地层界面的角度不整合，假整合（平行不整合）等。

层序内地层与层序不整合边界面的关系，是层序的地层学研究特别重要的内容。

不整合面（地震剖面中的不整合反射）可以是侵蚀成因的（削截），也可以是沉积造成的（超失）。

超失是指地层在其原始沉积面的侧向终止。

这种终止是有沉积作用造成的，包括上超、下超和顶超。

削截也是指地层对沉积面的侧向终止，但它是有于侵蚀作用使已沉积的地层在横向上消失的结果，可作为侵蚀沉积间断的证据。

图2-21沉积层序的接触关系

A.上部边界：

1.侵蚀削载；2.顶超；3.整合；B.下部边界：

1.上超；2.下超；3.整合；

第三章沉积环境与沉积相

第一节冲积扇沉积环境与相模式

冲积扇泛指山区河流携带碎屑物质进入平原，在出口处，碎屑物堆积形成的半圆锥形或扇形沉积体。

一、冲积扇的一般特点

冲积扇的岩石一般为红色，可见盐类（石膏、方解石）等（干旱气候下）；岩石粒度差别大（如图3-1），主要由沙、砾级碎屑物，可有漂砾级（>64cm）或含有机质的粉沙、泥质物；无海相生物化石；层理一般不发育，可见粒序层理和交错层理；可划分为扇根、扇中和扇端亚相；物源充足时，形成向上变粗变厚的相序、平面相组合：

物源区残积、坡积物相--扇--沉积区冲积平原或湖海区；砂体平面上为扇形、横剖面为透镜状，纵剖面为顶面下凹的透镜型。

图3-1冲积扇岩石粒度直方图（多峰、粒度分散、分选差、杂基含量高）

二、冲积扇沉积作用类型

1、泥石流沉积

常出现在冲积扇根部。

形态为：

长舌状。

沉积物为泥、砾、沙，粗碎屑分布不均，成分复杂；砾石分选、磨圆差；杂基支撑；沉积体内成层性不明显，多呈块状。

泥石流沉积常与与水携沉积交互出现，因而在这两种沉积互层的的剖面上，泥石流沉积表现的非常明显，往往作为判断古冲积扇的重要标志。

2、辫状河道沉积

出现在冲积扇中部、也可发育在根部；沙体平面形态为辫状，纵剖面为长条形，横剖面为透镜状；沉积物为砾沙；具大型斜层理及明显的切割--充填构造，常见洪积层理。

3、片流（漫流）沉积

粘度较低的洪水流冲击沉积的一种，主要沉积类型为片状体的砂，粉砂和砾石质的沉积物。

一般分布在冲积扇底，它是从冲积扇河流末端漫出河床而形成的宽阔