沉积岩石学复习资料精编版Word格式.docx
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（1）碎屑残留物质：
主要是指母岩的岩石碎屑或矿物碎屑。
在风化作用的第一阶段，这种碎屑残留物质最发育；
到第四阶段，这种物质就很少了，只有石英才可能留下来，这种物质在初始阶段大都残留在母岩区，后可能被搬运走。
碎屑残留物质是碎屑沉积岩主要的原始物质成分。
（2）新生成的矿物：
这主要是指在化学风化作用过程中新生成的一些矿物，这些物质在初始阶段也大都存在于母岩的风化带中，所以常被称为“化学残余物质”。
（3）溶解物质：
主要是指母岩在化学风化作用过程中被溶解的成分。
这些物质大都呈真溶液或胶体溶液状态顺水流走。
8.碎屑物质在流水中的搬运方式：
流水搬运碎屑物质的方式，即碎屑载荷的形式，主要有两种：
即推移搬运（或滚动搬运或称推移载荷）和悬浮搬运（或悬移搬运或称悬浮载荷）。
至于跳跃搬运，它基本属于推移（或滚动）搬运。
（1）较粗的碎屑大都沿流水的底部移动，滚动或跳跃式前进；
（2）较细的碎屑，如粉砂和粘土，在流水中常呈悬浮状态搬运。
9.尤尔斯特隆图解的含义：
（1）颗粒开始搬运的水流速度要比继续搬运所需的流速大，这是因为始流速度不仅要克服颗粒本身的重力，还要克服颗粒间的吸附力才能发生移动。
（2）0.05―2mm的颗粒所需始流速度最小，而且始动流速与沉积临界流速相差也不大。
这说明沙粒质点在流水中搬运时活跃，容易搬运也容易沉积，故常呈跳跃式前进。
（3）大于2mm的颗粒其搬运与沉积的两个流速曲线更接近，但两者的流速值也都是随着颗粒粒径的增大而增加。
故砾石不能长距离被搬运，并多沿河底呈滚动式前进。
（4）小于0.05mm的颗粒，两个流速相差很大，因而粉砂（0.05―0.005mm）和粘土（小于0.005mm）物质一经流水搬运，就长期悬浮于水体之中不易沉积下来。
而且它们沉积之后又不容易呈分散质点再搬运，即使水流发生剧烈改变，也只是冲刷成粉砂质或泥质碎块继续搬运，故在海洋和湖泊的波浪带的沉积物种冲刷的“泥砾”是常见的。
10.碎屑物质在流水搬运中的变化：
（1）成分上的变化：
在母岩的风化作用过程中，尚未彻底风化的那些不稳定成分，在流水的搬运作用过程中还要继续的遭受风化或迫害，或者转变成为更稳定的新矿物。
引起变化的主要是流水以及流水中各种酸的溶蚀作用。
（2）碎屑的粒度逐渐的变小：
引起碎屑颗粒粒度变小的主要外在因素是碎屑在流水的搬运过程中，碎屑与碎屑之间，碎屑与河床及河岸之间的相互撞击和摩擦作用，总的趋势是由大变小。
（3）碎屑的圆度也逐渐变好：
碎屑颗粒的圆度变好的主要因素是磨蚀作用，不同性质的碎屑，在相同的搬运条件下，磨圆增高的速度是不同的，但总体趋势是圆度逐渐变好。
（4）碎屑的球度也有所提高，但在一些变化中不明显。
（5）碎屑物质在流水的搬运过程中，其不稳定成分逐渐变小，粒度也逐渐变小，圆度逐渐变好，是变化的总趋势。
11.浪基面（浪底）的概念：
波浪作用的下限，即波浪所能影响的最大深度，叫做“浪底”，也叫“浪基面”，或者“波基面”。
12.与流水的搬运和沉积作用相比，风的搬运和沉积作用的特点：
（1）由于空气的密度比水小得多，故风的搬运能力也远比水小，在同样的速度下，风的搬运能力约为流水的1/300。
因此在一般情况下，风只能搬运较细粒的碎屑物质。
（2）由于风的搬运能力有限，所以它对搬运物质的选择性就比较强，因此风成沉积的粒度分选性较好。
（3）由于空气的密度较小，所以碎屑物质在搬运过程中，相互之间的碰撞和磨蚀，以及它们与地表之间的的相互碰撞和磨蚀，都比较强，因此较粗的风成沉积物的圆度都比较好，而且常具霜状表面，有时还具特殊的棱面。
13.胶体溶液物质搬运和沉积的机理：
引起胶体质点搬运和沉积作用的主要因素是同种电荷的胶体质点之间的相互排斥力。
这是胶体质点仅在重力的影响下难以沉积的根本原因。
假如胶体质点的电荷在某些因素的影响下被中和了，他们之间的相互排斥力就消失了，则它们就会相互凝聚为较大的质点，并在重力的作用下迅速下沉，成为胶体沉积物，这是胶体溶液物质沉积的根本原因。
14.真溶液物质搬运和沉积的主要控制因素：
真溶液物质的搬运及沉积作用的根本控制因素是它们的溶解度。
即溶解度越大，越易搬运，越难沉积；
反之，溶解度越小，则越易沉积，越难搬运。
而Fe，Mn，Si，Al，等溶解物质的溶解度较小，易于沉积，在它们的搬运和沉积作用中，水介质的各种物理化学条件的影响十分重要。
15.机械沉积分异作用与化学沉积分异作用的概念：
（1）机械沉积分异作用：
碎屑物质在流水的搬运及沉积作用的过程中，根据粒度，密度，形状和成分等特征发生先后沉积的现象。
（2）化学沉积分异作用：
溶解物质，按其本身的化学性质，主要是其在溶液中的化学活泼性或溶解度大小，从溶液中沉积出来的难易程度是有差别的，即它们从溶液中沉积出来时有一定的先后顺序的。
如此，原来共存于溶液中的成分，在其搬运和沉积作用的过程中，就逐渐的发生了分异现象，而逐渐的分离开来，这就是溶液物质在其搬运及沉积作用过程中的分异作用，也叫化学分异作用或化学沉积分异作用。
16.机械沉积分异作用与化学沉积分异作用的关系及地质意义：
关系：
机械沉积分异作用与化学沉积分异作用，这是自然界中两种并存的沉积分异作用。
一般说来，机械沉积分异作用进行的比较早，化学沉积分异作用进行较晚；
机械沉积分异作用的砂和粉砂阶段，大致与铁的氧化物阶段即化学沉积分异作用的开始阶段相当；
机械分异作用的最后阶段即粘土沉积阶段，大致与化学沉积分异作用的碳酸盐阶段相当；
待化学沉积分异作用进行到硫酸盐即卤化物阶段时，机械沉积分异作用已基本结束了，故蒸发岩中很少有碎屑混入物。
意义：
这两分异作用的结果，就形成了各种类型的机械沉积岩及化学沉积岩以及相应的各种沉积矿产。
分异作用进行得越彻底，各种类型的沉积岩在成分上及结构上的成熟度就越高，从而就越容易形成各种沉积矿产。
相反，如果沉积分异作用由于各种因素的干扰进行的不够好，则各类的混合沉积岩或过度类型的沉积岩就会大量出现，这对沉矿产的生成是不利的。
当然，沉积分异作用只是沉积岩与沉积矿产的生成机理之一，但不是唯一的。
我们应当以具体分析的态度对待这一沉积作用机理。
17.各种波痕（流水波痕，浪成波痕）的特征及其反应的沉积环境（查课件）：
（1）流水波痕，有定向流动的水流形成的，见于河流和存在有底流的海，湖近岸地带。
其特点是：
波峰，波谷均较为圆滑，呈不对称状，不对称指数大于2或2.5，波痕指数大于5，大多为8―15，陡坡倾向指示水流方向。
流水波痕按其大小及形态可以分为：
小型的（波长小于0.6M）；
大型的（波长为0.6―30M）；
巨型的（波长大于30M）。
由于大型和巨型流水波痕的表面容易被流水侵蚀，而只留下内部构造，所以沉积物中常见小型流水波痕。
随着流动强度的增大，波脊由平直变成波曲形，链形，舌形，新月形。
平直状波脊的波痕从深水区浅水区都可出现；
波曲形，舌形波脊，常出现在浅水区；
菱形波痕为两组不同方向的波脊相交似菱形，是在高流速并有回流作用或极浅水区有流水相互干扰的条件下形成的，所以菱形波痕出现在河流边滩，海滩，潮坪及浅湖等浅水环境中。
（2）浪成波痕：
一般是由波浪作用与沉积物表面所形成的，也称为摆动波痕。
常见于海，湖浅水地带。
浪成波痕分为对称与不对称的两种。
前者的特点是：
波脊两侧对称，波峰尖锐，波谷圆滑，大多数波脊平直，部分出现分叉，波长为0.9―200CM，波高为0.3―23CM，波痕指数为4―13，大多数为6―7。
不对称的浪成波痕，外形上与直线型流水波痕相似，波长为1.5―105CM，波高为0.3―20CM，波痕指数为5―16，大多数在6―8之间，不对称指数为1.1―3.8。
18.槽痕与槽模的形成过程，特征及其反映的沉积环境：
（1）槽痕是水流在泥质沉积物表面冲刷而形成的不连续的长形小凹坑。
凹坑最深可达几厘米，长从几厘米到十几厘米。
其上游端陡而深，向下游变宽变浅，逐渐与沉积物表面齐平。
（2）槽模是一些规则而不连续的舌状突起。
突起稍高的一段呈浑圆状，向另一端变宽，变平逐渐并入底面。
槽模的大小和形状是变化的，可以成舌状，锥状，三角形等，形态上可对称或不对称，最突出的部分是原侵蚀最深的部分，高从几毫米到23CM；
槽模长数厘米到数十厘米，槽模可以孤立或成群出现，但多数是成群的，顺着水流方向排列，而浑圆突起端则迎着水流方向。
19.各种层理（水平层理与平行层理（比较），板状交错层理，楔状交错层理与槽状交错层理，冲洗交错层理，羽状交错层理，丘状交错层理，洼状交错层理，块状层理，粒序层理）的特征及其反映的沉积环境：
（1）水平层理与平行层理的共同特点是纹层呈直线状相互平行，并平行于层面。
但两者的形成条件和岩性有很大的差异。
水平层理主要产于细碎屑岩和泥晶灰岩中，细层平直并与层面平行，细层可连续或断续，细层约0.1MM至几毫米。
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，如湖泊深水区，泻湖及深海环境；
平行层理主要产于砂岩或颗粒石灰岩中，是在较强的水动力条件下，高流态中有平坦的床沙迁移，床面上连续滚动的沙粒产生粗细分离而显出的水平细层。
平行层理一般出现在急流及能量高的环境中，如河道，湖岸，海滩等环境中。
常与大型交错层理共生。
（2）板状交错层理：
层系之间的界面为平面而且彼此平行，单层呈板状。
板状交错层中前积纹层，在平行于流动方向的剖面上与界面斜交，在垂直于流动方向上的剖面上则表现为与界面大致平行的平直纹层。
大型板状交错层理在河流沉积中最为典型。
（3）楔状交错层理：
层系之间的界面为平面，但不相互平行，层系厚度变化明显呈楔状。
楔状交错层理中的前积纹层，在平行于流动方向的剖面上与界面斜交，在垂直于流动方向的剖面上与界面大致平行或斜交。
常见于海，湖浅水地带及三角洲地区。
（4）槽状交错层理：
层级底界为槽型冲刷面，纹层在顶部被切割。
在垂直于流动方向上的剖面上，前积纹层和下界面表现为槽型，两者大致相互平行或相交，而且总与上界面相交。
凹槽的形态可以是对称的或不对称的。
其长轴的倾向于流动方向一致。
（5）冲洗交错层理：
也称低角度交错层理。
当波浪破碎后，继续向还海岸传播，在海滩的滩面上，产生向岸和离岸往复的冲洗作用，形成冲洗交错层理。
又称为海滩加积层理。
特征是：
层系界面成低角度相交，一般为2―10度；
相邻层系中的细层面倾向可相同或相反，倾角不同；
组成细层的碎屑物粒度分选好，并有粒序变化，含重矿物多；
细层倾向延伸较远，层系厚度变化小，在形态上多成楔状，以向海岸倾斜的层系为主。
该层理常出现在后滨―前滨带及沿岸沙坝等沉积环境。
（6）羽状交错层理：
是一种特殊类型的交错层理。
纹层平直或微向上弯曲，相邻斜层系的纹层倾向相反，延伸至层系界面，彼此呈锐角相交，呈羽毛状或人字状。
这种层理是在具有反向水流存在的情况下形成的，常见于河流入湖，海的三角洲地带。
（7）丘状交错层理：
是由一些大的宽缓波状层系组成。
外形上像隆起的圆丘状，向四周缓倾斜；
底部与下伏泥质层系底界面，细层倾向呈辐射状，倾角一般小于15度；
在一个层系内，横向上有规律的变厚，在垂直断面上它们像“扇形”，倾角有规律的减小；
层系之间的低角度的截切浪成纹层分开。
丘状交错层理主要出现于粉砂岩和细砂岩中，常有大量云母和碳屑，也可能出现于碳酸盐中。
（形成过程中，尚未从自然界中直接观察到）
（8）洼状交错层理：
是彼此以低角度交切浅洼坑，浅洼坑内充填的细层与浅洼坑底界面平行，而向上变成很缓的波状并近于平行的层理。
（9）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，称为块状层理。
在泥岩及厚层的粗碎屑岩中常见。
一般认为其是由悬浮物的快速堆积，沉积物来不及分异而不显细层，另外也可由沉积物的重力流快速堆积而成，或者由强烈的生物扰动，重结晶或交代作用破坏原生层理所形成。
（10）递变层理：
是具有粒度递变的一种特殊层理，又称为粒序层理。
层理中不显示纹层，只有构成颗粒的粗细在垂向上的连续变化。
按递变趋势，其可分为：
①从层的底部至顶部，粒度由粗变细的称为正粒序②反之，为逆粒序。
③若正逆粒序呈渐变性衔接称双向粒序。
另外，按粗细颗粒的分布特征，粒序层理还可分为粗尾粒序和配分粒序。
粗尾粒序是在整个递变层中，细颗粒只作为粗颗粒的基质存在，递变只由粗颗粒的大小显示；
配分粒序是在粗颗粒之间没有细颗粒基质，粗颗粒呈递变式分开。
20.各种准同生变形构造（重荷模，包卷层理，滑塌变形构造，泄水构造）的特征及其反映的沉积环境：
（1）重荷模又称为负荷构造，是指覆盖在泥岩上的砂岩底面上的圆丘状或不规则的瘤状突起。
它是由于下伏饱和水的塑性软泥承受上覆砂质层的不均匀负荷压力而使上覆的砂质物陷入到下伏的泥质层中，同时泥质以舌状或火焰形向上穿插到上覆的砂层中。
重负荷在形状上不规则，缺乏对称性和方向性，它不是铸造的，而是砂质向下移动和软泥补偿性的向上移动使两种沉积物在垂向上再调整所产生的。
（2）包卷构造或包卷层理，是在一个层内的层理揉皱现象。
表现为有连续的开阔“向斜”和紧密“背斜”所组成。
其细层扭曲很复杂，但层是连续的，没有错断和角砾化现象。
而且一般只限于一个层内的层理形变，而不涉及上下层；
一般细层向岩层的底部逐渐变正常，向顶部扭曲细层被上覆层截切，表明层内扭曲是发生在上覆层沉积之前。
其成因主要有：
沉积层内的液化，在液化层的横向流动产生了细层的扭曲；
也可以有沉积物内孔隙水泄出作用形成。
（3）滑塌变形构造：
是指已沉积的沉积层在重力作用下发生运动和位移所产生的各种同生变形构造的总称。
沉积物可以顺斜坡呈非常缓慢的运动―蠕动，也可以产生较大的水平位移运动―滑动。
滑塌构造往往局限于一定的层位中，与上，下层位的岩层呈突变接触。
其分布范围可以是局部的，也可延伸百米，千米。
其是识别水下滑动的良好标志。
多半出现在三角洲的前缘，礁前，大陆斜坡，海底峡谷前线及湖底扇沉寂中。
（4）泄水构造：
它是迅速堆积的松散沉积物内由于空隙水的泄出而形成的同生变形构造。
在孔隙水向上泄出的过程中，破坏了原始沉积物的颗粒支撑关系，而引起颗粒移位和重新排列，形成新的变形构造。
主要出现在迅速堆积的沉积物中，如浊流沉积，三角洲前缘沉积以及河流的边滩沉积中。
21.各种暴露成因构造（晶体印痕与假晶，泥裂，示顶底构造）的形成过程，特征以及其反映的沉积环境：
（1）在合适的条件下，盐类物质的晶体可以在松软的沉积物表面上结晶生长。
如果这些晶体后来因溶解而消失，就留下了具有晶体形态的特征印痕，即晶体印痕。
这种印痕经沉积物填充后，就形成晶体假象即假晶。
晶体由于往往长出沉积物表面，因而它们在表面溶解与被新沉积物掩埋后再溶解而留下的印痕及充填而成的假晶，其形态是不同的。
如果晶体在表面长成后又被溶解，所留下的印痕一般是该晶体的不完整形态，其假晶也是不完整的。
如果晶体是在掩埋后才溶解消失的，则留下的跨越层面的，具有完成的晶形的印痕，其假晶呈该晶体的完整形态，而且往往突出在岩层的顶面上。
大多产于盐湖，内陆盐沼以及温暖气候下的潮坪等沉积物中。
有时，它们可以与石膏的晶体印痕和假晶共生。
（2）泥裂：
是指泥质沉积物或灰泥沉积物，暴露干涸，收缩而产生的裂隙。
在层面上形成多角形或网状龟裂纹，裂隙成“V”形断面，也可呈“U”字型。
裂隙被上覆层的砂质，粉砂质充填，泥裂的规模大小不一。
一般被水饱和的泥质沉积物，间歇性暴露于地表，有利于形成泥裂，但收缩裂隙也可以在水下生成；
泥质层中含盐度增高，同样也可以产生收缩裂隙。
（3）示顶底构造（书中）：
指在碳酸盐中的生物体腔或洞穴内由下部泥晶碳酸盐沉积物和上部胶结物晶体所组成的，能够指示岩层顶底方向的一种沉积构造。
这种构造的大小取决于碳酸盐沉积中空洞或生物体腔的大小。
特征是：
洞穴或有壳生物体腔的下部充填泥晶或微晶碳酸盐沉积物，一般是碳酸盐灰泥；
上部则是亮晶碳酸盐矿物，通常是亮晶方解石嵌晶。
两者之间的界面一般比较平直，并且与层面大致平行。
界面上，下的充填物不同，成因也不一样。
一般来说，下部的碳酸盐灰泥石机械沉积形成的，上部的亮晶方解石嵌晶则是空隙溶液沉积结晶的产物。
因此，这种界面可能代表了沉积作用与胶结作用之间的一段时间间隔。
充填物的这种上下关系总是不变的，所以能够指示岩层的原始顶底方向。
22.结核的主要类型：
结核：
是岩石中自生矿物的集合体。
（1）同生（或沉积）结核是在沉积阶段生成的。
它的特点式结核与围岩的界线一般很明显，并且不切穿围岩的层理，而是层理围绕结核弯曲。
其生成方式主要有两种：
胶体物质围绕某些质点凝聚，沉淀，形成具有同心圆状构造的结核；
由成分上不同于周围沉积物的胶体物质以凝块形式析出而形成的。
（2）成岩结核是在沉积物的成岩的过程中形成的。
在沉积物的成岩阶段，物质发生重新分配，来源于沉积物内部的胶体物质围绕某些中心凝聚，沉淀，最终形成结核。
与围岩的界线不甚明显，往往呈过渡关系，部分切穿围岩的层理。
结核上方的围岩层理发生弯曲，这是由于结核的压缩体积比围岩小的缘故。
（3）后生结核形成于沉积物已固结成岩之后的后生阶段。
它是由外来的溶液沿裂隙或层面进入岩石内部沉淀或交代而成的。
特点：
这种结核大多产于裂隙中或层面附近，并且明显的切穿围岩层理，但层理没有弯曲现象。
23.塞拉克所划分的遗迹化石的主要组合：
塞拉克根据习性的特征把痕迹化石划分为5个主要的组合：
（1）停息痕迹；
（2）爬行痕迹；
（3）觅食痕迹；
（4）摄食痕迹；
（5）穴居痕迹。
24.叠层石构造的形成原理，主要类型与形成环境：
叠层石构造也称为叠层构造或叠层藻构造，简称为叠层石。
叠层石有两种基本层组成：
富藻纹层，有称为暗层，藻类组分含量多，有机质高，碳酸盐沉积物少，故色暗；
富碳酸盐纹层，藻类组分含量少，有机质少，故色浅。
叠层石中藻类组分主要是丝状或球状的蓝绿藻。
一般来说，在风暴期或高潮期，被风暴水流或潮汐水流带来的碳酸盐颗粒和泥，将大量的被这种富含粘液的藻席捕获，从而形成碳酸盐的纹层，相反，在非风暴，则主要形成富藻的纹层。
在白天，藻类光和作用兴旺，主要形成富藻纹层，在夜间，则主要形成贫藻的纹层。
叠层石的形态多样，但基本形态有两种：
层状的和柱状的。
其他的形态都是这两种过渡而成。
一般来说，层状形态叠层石生成的环境水动力条件较弱，多属潮间带上部的产物；
柱状形态叠层石生成的环境水动力条件较强，多为潮间带下部及潮下带上部的产物。
25.自生色的分类及其所反映的沉积环境（查课件）：
26.成分成熟度的概念：
成熟度：
是指碎屑沉积组分在风化，搬运，沉积作用过程中，被地质营力综合改造，稳定组分被富集的程度，即接近最稳定的终极产物的程度。
包括成分成熟度和结构成熟度。
成分成熟度：
是指以碎屑岩中最稳定组分的相对含量来标志其成分的成熟程度。
27.碎屑颗粒的结构：
粒度（中石油粒度分级标准，Φ值，粒度命名原则），球度（形状），圆度（分级）等：
（1）粒度：
是指碎屑颗粒的绝对大小，一般用颗粒的直径来计量。
粒度是碎屑颗粒最主要的结构特征。
①分级标准（书中61页，自己画上）
②Φ值粒度标准：
是用Φ值大小来对粒级划分的。
Φ值的数学定义是：
Φ=―log2d。
式中，d为颗粒直径。
③粒度的命名原则：
（1）三级命名法。
以含量大于或等于50%的粒级定岩石的主名，即基本名：
含量介于50%―25%的粒级以形容“XX质”的形式写在主名之前；
含量在25%―10%的粒级作次要形容词，以“含XX”的形式写在最前面；
含量小于10%的粒级一般不反应在岩石的名称中。
（2）假如碎屑岩的粒度分选性差，所含粒级较多，但没有一个粒级的含量大于或等于50%，而含50%―25%的粒级又不止一个，这时则以含量50%―25%的粒级进行复合命名，以“XX―XX岩”的形式表示，含量较多的写在后面，其他含量少的粒级仍按第一条原则处理。
（3）若碎屑岩的粒度分选更差，不但没有含量大于50%的粒级，而且含量为50%―25%的量级也没有或者只有一个，则应将此岩的全部粒度组合分别合并为砾，砂和粉砂三大级，然后按前两条原则命名。
（2）球度：
是一个用来度量颗粒近于球体程度的度量参数。
用与颗粒体积相同的球体的横切面积与该颗粒的最大投影面积的比值求得。
其数学表达式为三次根号下C的平方比上A和B的乘积。
其中，A为颗粒最大扁平面上的最大直径，B为最大扁平面上垂直A的最大直径，C是垂直最大扁平面的最大直径。
最大球度值为1，最小值则趋近于0。
颗粒的三个轴越接近相等，其球度越高；
相反，片状和柱状颗粒都具有很低的球度。
在搬运过程中，不同球度的颗粒表现不同。
（3）形状：
颗粒的形状是由A,B,C三个轴相对大小来决定的。
①圆球体：
B/A>
2/3；
C/B>
2/3②椭球体：
B/A<
2/3C/B>
2/3③扁球体：
2/3C/B<
2/3④长扁球体:
2/3.。
（4）圆度：
指碎屑颗粒的原始棱角被磨圆的程度，它是碎屑颗粒的重要结构特征，它与颗粒的形状无关，只是棱角尖锐的程度的函数。
分为4个级：
①棱角状（0）：
碎屑的原始棱角无磨蚀痕迹或只收到轻微磨蚀，其原始形状无变化或变化不大②次棱角状
（1）：
碎屑的原始棱角已经普遍受到磨蚀，但磨蚀程度不大，颗粒原始形态明显可见③次圆状
（2）：
碎屑的原始棱角已受到较大的磨损，其原始形态已有了较大的变化，但仍然可以辨认④圆状（3）：
碎屑的棱角已基本或完全磨损，其原始形状已难以辨认，甚至无法辨认，碎屑的颗粒大都呈球状，椭球状。
碎屑的圆度一方面取决于它在搬运过程中所受磨蚀作用的强度，一方面也取决于碎屑本身的物理化学性质以及它的原始形状，粒度等。
28.球度和圆度的比较：
不同球度的颗粒可以属于同一圆度级别，而球度类似的颗粒又可表现完全不同的圆度。
球度高的颗粒，圆度不一定好，反之亦然。
如晶形极好的石榴石或磁铁矿颗粒，其球度极高而圆度则很差。
又如云母片的圆度可以很好，但球度却始终不高。
29.杂基与胶结物的比较：
二者均为粒间填隙物。
杂基是碎屑岩中与粗碎屑一起沉积下来的细粒填隙组分，为机械成因组分，粒度一般小于0.03mm（>
5Ф）。
杂基的含量和性质可以反映搬运
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