沉积物理化性质Word格式文档下载.docx

沉积物理化性质Word格式文档下载.docx

《沉积物理化性质Word格式文档下载.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《沉积物理化性质Word格式文档下载.docx（23页珍藏版）》请在冰豆网上搜索。

5～4

0.062-0.032

中砾

-2～-6

4-1

中粉砂

6～5

0.032-0.016

细砾

-1～-2

4-2

细粉砂

7～6

0.016-0.008

极粗砂

0～-1

2-1

极细粉砂

8～7

0.008-0.004

粗砂

1～0

1-0.5

粗粘土

9～8

0.004-0.002

中砂

2～1

0.5-0.25

10～9

0.002-0.001

细砂

3～2

0.25-0.125

细粘土

11

<

0.001

1.1.2粒度分析资料的整理

为了明显地反映一个样品的粒度特征，对不同样品的粒度成分进行比较，以及判断样品的沉积环境，必须将粒度分析的原始资料加以整理。

三角图，它常用来对沉积物的粒度成分命名，和对不同沉积物的粒度成分进行比较。

用三角图解法比较沉积物的粒度成分，很有效。

图1比较了离石—午城黄土与马兰黄土的粒度成分。

总体来看，两者粒度特征很相似。

但离石—午城

图1

黄土的细砂含量普遍较少，粉砂含量较高且集中，粘土也较多。

也可以在一张三角图中将各地有关沉积物的粒度分析资料进行对比，常常可以反映出粒度分布的区域变化。

如图2，中国各地马兰黄土粒度分布的三角图，从青海柴达木到黄河中游的甘肃、陕西、山西，再到华北平原和山东，粒度特征具有细砂成分减少，粘土成分增多的趋势；

山东、柴达木的黄土与黄河中游各地的黄土在粒度成分上有很大差异。

图2

直方图和频率曲线图，可以分析沉积物的某些重要粒度特征。

例如，沉积物的偏态，可以判断其属于粗偏或细偏。

沉积物的峰态，若为窄单峰，表示分选好，粒级比较集中；

若为单宽峰，说明分选较差。

单峰频率曲线一般只出现在只有单一的碎屑物来源，且经过较长距离搬运的沉积中。

当频率曲线出现双峰或多峰时，其形成的原因可以不同。

譬如从具有季节韵律的湖相纹层中采集样品，或者从由不同风速堆积而成的层状风成砂中采集样品时，频率曲线就可能出现多峰。

沉积物在搬运过程中，沿途如有大量新的碎屑物加入，也能使频率曲线由单峰变为双峰。

以后，随着沉积物沿途分选，又出现颗粒集中在新加入的碎屑物的主要粒级上的单峰（如图3）。

图

3

累计曲线图，它表示大于（或小于）任意选定的粒径的颗粒在样品中的含量，呈“S”形。

它可以定性的分析样品的粒度特征，可以代替频率曲线。

例如正态分布的频率曲线表现在累计曲线图上，为一对称的“S”形。

众数愈大，S形愈陡；

众数愈小，S形愈缓。

频率曲线的偏态性，表现在累积曲线图上，呈不对称的S形。

正偏态曲线，S形的细粒尾端长；

负偏态曲线，S形的粗尾端长。

更重要的是可以从图中读出累计百分含量为5%、16%、50%、84%、95%、的Φ值，根据这些特征值可以计算出能反映沉积物的粒度特征及其沉积环境条件的粒度参数。

如图4。

图4罗布泊地区红柳沙包纹层砂物质粒级频率累积曲线图[2]

粒度参数，计算采用福克和沃德公式：

平均粒径（Mz）代表沉积物粒径分布的集中程度，反映沉积物的沉积环境和物质来源。

分选系数（δ）表示颗粒的分选程度，δ越小则沉积物的分选性越好，反之，则分选性越差。

偏度（SK）表示沉积物粗细分布的对称情况，并表明平均值与中位数的相对位置。

SK=0，表示正态频率分布曲线；

SK>

0，为正偏态频率分布曲线，说明粒度集中分布在细端部分；

SK<

0，表示粒度集中分布在粗端部分，为负偏频率分布曲线。

峰态（Kg）,指示沉积物频率分布曲线顶端的宽窄尖锐程度，一般用粒度分布的中间部分除以尾部的展形之比表示。

Kg=1为正态分布，Kg>

1时为窄峰态，Kg<

1时为宽峰态。

概率累计曲线图是判断沉积物搬运方式的常用方法，其是将碎屑组分中含量较少的粗、细尾部的特点放大，便于成因分析。

正因为概率累计频率曲线能反映粒度分布的特点，因而在识别沉积环境的搬运机制及解释沉积环境方面，取得较显著成绩。

例如，无论是海岸沙丘或内陆沙丘的现代沙丘砂，都是以跳跃组分为主，滚动组分和悬浮组分含量较低，甚至不含悬浮组分。

跳跃组分在单风向形成的只有一组，其含量一般大于95%，个别可达98%以上；

双风向作用结果，具有两组跳跃组分，总跳跃组分含量更高，一般可达98%。

主要组分跳跃段斜率多大于80°

，分选极好。

图5概率累计频率曲线图

C-M图，帕塞加（Passega,1957,1964）选择了一些与沉积搬运有密切关系的粒度参数，C（百分之一含量的粒度）、M（中位数），制成C-M图，反映整个沉积物全部样品的总面貌，它可以说明沉积物的搬运介质状况、反映沉积环境及沉积盆地的活动性等。

C-M图可以提供沉积物的水动力状况，可以在图上呈现沉积物的滚动-悬浮的搬运方式。

图6C-M图

1.1.3用粒度资料研究沉积环境

粒度分析所涉及到的概率累计频率分布图、沉积物粒度象、沉积物常用粒度指标、粒度参数散点图蕴含的环境信息，发现粒度分析是沉积物反演其沉积环境的重要方法之一。

概率累计频率图可以定量化粒度参数，并且能够提供更为详细的粒度组成信息，尤其是当频率分布曲线差别不大，难以获取充分粒度信息时，它可以作为一个有效的粒度分析数据表达方法，可以为恢复古环境和研究沉积作用过程提供更多更详细的信息。

沉积物的粒度象在反映沉积物粒度分布总体特征时间接地指示了沉积环境及沉积物的搬运介质状况，对了解未知环境沉积物的成因具有重要意义。

常用粒度指数应用广泛，对沉积物沉积环境具有指示意义。

结构参数散点图在区分沉积环境上的应用具有一定价值。

然而自然界中，沉积物的沉积条件复杂，成因多变。

对于相对来源简单的沉积物，单一地采用粒度的各种判别方法即可获得满意效果。

粒度的各种参数还可以反演过去环境和气候变化过程，如判别分析。

但对于来源复杂多样的沉积物，要准确判断一种沉积物的沉积环境或区别不同沉积环境的沉积物，就要综合应用多种判别方法或者借助一些粒度分析之外的方法。

1.2颗粒形态

碎屑颗粒的形态特征是恢复碎屑物的侵蚀、搬运过程，重建古沉积环境的重要标志。

碎屑颗粒在搬运过程中被磨圆的程度和形成的表面特征取决于一系列非环境与环境因素。

1.2.1非环境因素

碎屑物的岩石、矿物成分：

碎屑物的岩矿成分一方面通过硬度的差异来影响磨蚀的强度，如硬度越大的变质岩和石英砂等不易磨圆，而泥岩块和独居石砂等大多呈浑圆状。

另一方面，岩矿的原始结构影响着碎屑物的形状，如页岩、片岩砾石多呈板状，安山岩、石英岩砾石多呈块状，云母碎屑再磨蚀也是片状的。

碎屑颗粒的粒径：

碎屑颗粒的磨蚀作用主要是在推移或跃移过程中湖相撞击引起的。

因此只有那些既能被介质带动，但又不被悬浮起来的颗粒才能有明显的磨蚀效果。

在河流中，粒径小于0.25毫米的砂主要呈悬浮状态搬运，因此很少改变其原始状态，棱角状占多数。

冲积物的磨蚀效果主要见于>

0.25毫米的粒级中。

海岸带波浪扰动激烈，宜采用大于0.5毫米的粗砂。

风力通常只能吹扬起小于0.1毫米的粉砂颗粒，悬浮在空中。

因此风沙形态研究的粒径下限可以降低为0.1毫米。

1.2.2环境因素

动力条件：

这是影响碎屑物形态特征的最重要的环境因素。

以砾石为例，河流中的砾石大多沿床底坐单向的滚动，故常呈短棒状。

典型的海滩砾石多呈扁平状，因为在具有一定坡度的海滩上，砾石在激浪形成的进流与退流作用下主要沿坡发生平移。

强风浪作用的陡海滩则常呈滚动状态。

暴露在地面的砾石顶面受到不同方向来的风吹沙的磨蚀，形成单棱或多棱状的风成砾石。

冰川流动过程中，下部冰体中的砾石对冻结在床底面上的砾石产生刮削作用，形成板状砾石，砾石顶面具有五边形轮廓，常带有擦痕。

如图7

（a）（b）

（c）（d）

图7海滩砾石（a），河流砾石（b），冰川砾石（c），风棱石（d）

搬运距离：

一般来说，碎屑物的磨蚀程度与其搬运距离成正比。

这种关系在搬运的初期表现的很明显，磨圆程度增高的很快。

但是以后，磨圆作用迅速减弱。

因此在大部分搬运距离内，颗粒的磨圆过程是非常缓慢的。

河流沉积物从上游向下游逐渐变细的现象，与其说明它是磨圆所致，不如说是流水对物质分选沉积作用的结果。

环境物理化学条件：

干旱区的日温差很大，机械冻裂作用能形成特殊形态的砾石。

例如在天山北麓的一些丘陵顶部，砾石多被冻裂成薄板状。

裂缝沿垂直方向切过岩石结构发育。

沙漠漆是干旱区砾石的表面特征。

（1）砾石形态

用砾石的颗粒形态解释环境意义较大。

图表2比较了各种环境中碳酸盐岩砾石的扁平系数和磨圆系数。

表2各种环境中碳酸盐岩砾石的扁平系数和磨圆系数

环境

扁平系数

磨圆系数（×

1000）

河床残留砾石

1.2～1.6

290

底碛

1.6～1.8

40～90

冰水沉积

1.7～2.0

240～300

海滨

2.3～3.8

170～610

湖滨（日内瓦湖）

2.3～4.4

300～370

温暖气候河流

2.5～3.5

70～200

（2）砂砾形态

砂粒的表面特征可以提供沉积物生成环境的资料，推断它的形成过程。

在双目实体镜下观察石英砂砾，一般可以看到以下几种特征表面：

光滑表面如象磨光似的，只见少数边缘平坦的凹坑。

这是砂粒在水体中长期搬运的结果。

坑洼表面表面有明显的，凹坑，这是砂粒在激流或激浪中互相猛烈撞击而成。

毛玻璃表面表面无光泽，有许多极小的麻坑。

这是沙粒被风力长期搬运的特征性表面。

1.3颗粒排列

沉积物颗粒总是采取某种相对于流体而言比较稳定的排列方式。

因此，分析颗粒的排列情况，是查明沉积环境，确定沉积物搬运方式和移动方向的重要手段。

1.3.1砾石的排列

河流的扁平砾石大多呈瓦状堆积，倾斜面向上游倾斜。

倾角取决于流速，两者成正比关系，一般为15-30°

。

砾质河口三角洲受波浪影响，部分砾石可作反向倾斜排列。

河流砾石的长轴既有与水流平行的，也有与水流垂直的。

在砾质海滩上，激浪引起的进流以滩面流的形式涌向海滩；

回流大多渗入砾石缝隙中，以潜流形式返回海中。

因此海滩砾石的的排列方式主要由进流作用造成倾斜面向海倾，倾角不到15°

进流或退流搬运砾石主要沿滩面滚动，因此砾石水平面轴都平行海岸线分布。

三角洲砾石的倾斜面既有向河流上游倾斜的，也有向海倾斜的，这是因为三角洲地区兼有河流和波浪作用的原因。

砾石平面轴与外力作用垂直。

在冰碛物中，叠瓦状砾石向上游倾斜，倾角约20-25°

砾石的倾斜面轴多数与冰川流动的方向一致。

1.3.2沙粒的排列

长条形的河流砂粒大多与水流方向平行，并有向上游倾斜的趋势，砂粒的叠瓦状构造不太明显。

海滩砂粒的长轴平行于激浪的回流方向。

海岸砂体中石英颗粒的长轴方位垂直于砂体的延伸方向。

在研究黄土时，发现粉砂颗粒有平行风向的优势排列和微弱的叠瓦构造。

冰碛物中砂粒长轴平行与冰川运动方向的纵向方位非常稳定。

砂粒的原始构造很容易受生物扰动，而且往往受准同时变形作用和沉积后的外力作用所改变，所以用来恢复古沉积环境需要谨慎。

1.3.3粘土颗粒的排列

淡水中粘土颗粒的平行排列比海水中的粘土明显，这可能是海洋环境中的粘土发生絮凝之故。

使用扫描电子显微镜，可以看到粘土颗粒的三种构造。

一种是蜂窝状构造，另一种是尖屋状构造。

这两种构造由粘土絮凝沉积而成。

第三种构造是平叠构造，由单个粘土颗粒沉积而成

2.沉积构造

2.1层面构造

沉积介质活动的痕迹

沙波：

这是层面上最常见的一种构造痕迹。

它是由一定速度的流水，波浪和风作用于非粘性的（如粉砂和砂质）松散沉积面上形成的波状构造。

可分为流成沙波，由单向水流形成；

浪成沙波，由波浪中水体的振荡运动形成；

风成沙波砂粒在风力作用下，以悬移、跃移和表面蠕动三种方式运动。

其它痕迹：

当沉积介质为水流时，随流速的变化，要发生侵蚀与沉积的交替。

在一段时间造成的掘蚀痕迹，可以被后来的沉积物埋藏而保存下来，形成切割再填充构造。

这种构造经常表现出许多不连续、顺流平行排列的、长条形的凹坑。

凹坑的上游端较深，较陡，向下游方向逐渐变浅而过渡为一般的沉积面。

水流或波浪带动的物体，如砾石、贝壳、木块、水草等，可以在软泥沉积面上形成冲击、弹跳、铲刮、滚动凹坑以及平直刻槽等痕迹。

与沉积介质无关的因素造成的痕迹

泥裂：

被水饱和的泥质沉积物在气下环境中由于失水而发生干缩，形成不规则的多边形的裂缝，叫做泥裂。

如果在粉砂-细砂质沉积物上覆盖薄层泥质沉积时，干裂后的泥片离开下伏砂层而向上卷曲，形成泥卷。

泥裂多发生在湖沼、废河道、泛滥平原和潮滩上部。

泥卷则多发生在泥质沉积较薄的河漫滩上。

无论泥裂或泥卷，都是沉积物暂时干涸的标志，最常见于干旱区间歇性露出水面的泥层中。

冰碶：

严寒地区近地面的沉积层，由于剧烈降温而冻成裂缝。

这种裂缝被冰雪填充后，冰冻作用使裂缝更加扩张，其长度、深度和宽度均可达数米。

解冻以后，顶部的碎屑物滑落填充在裂缝中，形成一种碶形的不整合接触。

雨滴落在湿润松软的泥质或泥沙质沉积面上，形成直径约3-4毫米的圆形或椭圆形凹坑，坑的边缘略高且粗糙。

在沉积岩中要注意区分雨痕与穴居底栖生物形成的堆叠构造。

后者是由潮间带的穴居生物（如美人虾）将泥沙推出洞口堆积而成。

堆叠构造的中部有一个穴口，构造的周围有放射状细沟，由从洞穴中流出的水流冲刷而成。

雨痕在偶尔降雨的地区才易于保存，所以主要见于干旱与半干旱气候条件下的大陆沉积中。

分叉的细沟流痕：

在河水水位下降或潮水退落而出露的岸滩上，常有水从泥沙渗出，冲刷滩面而形成细沟。

这种细沟的切割深度与交织形态，取决于岸滩的组成物质与滩面坡度。

2.2层理

层理是能用肉眼识别的沉积物的重要特征之一，是沉积岩区别岩浆岩和部分变质岩的主要标志。

层理是不同的矿岩成分、粒度大小、颗粒形状、排列方位、堆叠性质和颜色特征的沉积物在垂直剖面中更迭出现所表现出的成层性，它是沉积环境中沉积营力的化学作用变化的产物。

因此，通过层理分析可以了解沉积环境、流体介质和沉积物的搬运方向。

2.2.1水平层理

在绝大多数情况下，水平层理是在水体中悬浮物或溶解物质发生沉淀，而水体底部又没有剧烈扰动的情况下形成的，是由于沉积物的性质发生变化而造成的。

它们是由相互平行的层或纹层叠置沉积而成。

这时区别层与纹层的主要标志是厚度大小与岩性变化。

（1）递变层理：

颗粒自下而上逐渐变，无明显的纹层面。

粒级递变可能有两种方式：

依次叠加的沉积物逐渐变细，在递变层的下部没有细粒物质，主要是由于水流逐渐减弱而产生的（图a）。

依次叠加的沉积物中，粗组分逐渐变小，但从上到下都有细的颗粒。

多数递变层理属于这种类型，它是悬浮物质沉积比重愈来愈大的结果（图b）。

（2）薄砂层理：

厚度仅1-2毫米的砂质纹层。

纹层近乎水平，能延续数米。

纹层之间相互平行。

层理是又不同粒度或矿物成分的纹层交叠而成，或两者兼而有之。

这种层理在细砂与中砂中最发育，有时也见于粉砂层中。

（3）交互层理：

这是一种不同粗细、颜色、成分的纹层交互更替的层理，又叫做韵律层。

韵律层的各个纹层的厚度通常小于3-4毫米。

韵律层的出现是由于环境条件周期性变化所致，如季节变化，形成季节韵律层。

2.2.2斜层理

图a

它是由许多与层面斜交的纹层构成的，纹层之间则彼此相互平行或近乎平行。

具有斜层理的层称为斜交层，亦称交错层。

如图a，河流沙波斜层理，图b，河槽蚀积交错层理，图c，鱼骨状斜层理。

图b

图c

2.2.3波状层理

无论是水流或波浪形成的沙波，当它们一面向前移动，一面又向上堆叠时，形成叠覆的波状层理。

这要求有丰富的沙源补给，特别是当悬浮质比较多时，沙波才能像上堆叠。

2.2.4脉状层理与透镜状层理

当沉积环境中同时具有泥和砂，并且水流的活动期与静止期交替出现时，形成脉状层理。

在水流活动时期，砂以沙波状态搬运和堆积，而泥持悬浮状态。

静水时期，泥沉积在沙波谷内或全部覆盖沙波。

下一次新来的砂将泥层埋藏起来。

因此在脉状层理的剖面中，在波谷与部分沙脊上具有保存完整的泥质条脉。

如图a

图a图b

在以泥质堆积为主，而砂的供应不足的环境中，水流或波浪在泥质底层上将砂冲击成单个的沙波。

以后的泥质沉积物将该沙波埋藏起来，形成孤立的砂质透镜体，称为透镜状层理。

如图b。

以上两种层理的主要形成环境是潮间带与潮下带，这里涨潮落潮与高低潮憩流交替出现，而且兼有细粉砂和淤泥物质的补给。

3.矿物与颜色特征

3.1矿物特征

根据陆源组分再造古地理的工作，常常借助于矿物学的标志。

通过矿物组合和自生矿物类型的分析，可以大致确定物质的来源区、搬运途径和沉积环境，并在此基础上上，利用矿物资料进行区域沉积地层划分和对比。

3.1.1矿物组合

沉积物的矿物组合首先取决于来源区的岩石成分。

如表3-1。

地貌工作者正是根据“不同物源区的沉积有其不同的矿物组合”原则来追索物质来源，从而研究海岸带的泥沙流、恢复古河道系统和推断风沙来源。

矿物组合还受构造和气候条件的影响，影响程度取决于矿物的化学性质稳定性。

湿热气候区的沉积物或构造稳定地区经受长期风化的沉积物中，不稳定矿物比较少。

干寒气候区或构造运动强烈地区。

碎屑物质未经充分风化就被埋藏起来，沉积物中不稳定矿物比较多。

3.1.2蒸发盐矿物

石膏（CaSO4·

2H2O）与硬石膏（CaSO4）是原生的硫酸钙矿物，通常是由高浓度的卤水中沉淀而成。

石膏与硬石膏多形成在炎热而干旱的气候区。

大规模的石膏沉积往往产生于大型的停滞水体中，如泻湖。

现代的石膏绝大部分出现在潮上滩或沙漠干盐湖的渗滤带的孔隙中，形成在潜水面附近。

石膏有时也能形成在潜水面以下几米深处。

石盐（NaCl）现在正在一些沙漠干盐湖中形成，它常与石膏、硬石膏共生。

与含有石膏和硬石膏的蒸发岩共生的还有沉积硫，因为硫需要氧化度的矿物作它的物质来源。

此外，硼化物和天然碱是湖泊环境的产物。

3.1.3粘土矿物

粘土是地球表面分布最广泛的一种沉积类型。

粘土矿物的研究对于了解其沉积环境具有一定的意义。

硅酸在酸性溶液中析出呈凝胶，故作为铝硅酸盐的高岭石常与酸性环境相关。

蒙脱石常与中性或碱性环境相适应，因为铁、铝等氢氧化物在碱性溶液中析出成胶体。

通常，高岭石在近海岸处较丰富，离岸较远的海洋沉积物中则以蒙脱石为主。

粘土矿物主要是母岩风化的产物，大多数蒙脱石是火山灰成因的，基性火成岩（辉绿岩、玄武岩、橄榄岩、辉长岩等）在碱性环境中风化也常常产生蒙脱石；

酸性火成岩（花岗岩、花岗闪长岩等）的风化粘土则以伊利石、高岭石为主。

粘土矿物在沉积环境的研究中可以提供有关气候的资料。

高岭石是低纬度的粘土矿物，在气候炎热，雨水丰富的热带、亚热带地区的红土中，高岭石与同族的埃洛石非常富集。

温带地区的灰化土发育，其中有大量伊利石。

干旱区的粘土矿物则以蒙脱石、贝得石以及山软木等纤维状矿物为主。

绿泥石只能在化学风化受抑制的地区，如冰川或干旱区才能保存下来。

图a显生代泥岩中主要粘土矿物的相对含量（据韦费，1967）

3.2颜色特征

3.2.1沉积物的原生色和次生色

碎屑颗粒兴城市就具有的颜色称为沉积物的原生色。

例如石英砂呈白色，正长石砂呈玫瑰色，石榴石砂呈红色，磁铁矿砂呈黑色。

此外，原生色还可能在碎屑物的沉积阶段，由于化学沉淀及生物作用形成的新矿物所致。

碎屑物沉积以后形成的颜色称为次生色，它是沉积物成岩作用、生物作用和风化作用的结果。

例如沉积物中含有的有机质以碳氢化合物的形式存在，它能将沉积物染成不同程度的灰色和黑色。

除铁的化合物外，锰的氧化物也是强染色剂，它能将沉积物染成黑色或浅蓝紫色。

在缺氧环境下形成的沉积物，由于含有黑色的非晶质硫化铁或二硫化铁而呈蓝色或灰色到黑色。

3.2.2影响沉积物颜色的因素

沉积物的颜色主要决定于它的成分。

白色是缺乏铁、锰化合物及有机质的沉积物所致，如石英岩、石膏、高岭土等。

灰色和黑色主要取决于沉积物种有机质的含量。

红色、褐红色、棕色和黄色通常由高价氧化铁的水化物所致。

绿色多半是由于铁的低价氧化物所致。

蓝色和天蓝色为硬石膏、天青石，其次为石膏和石盐所特有。

除此之外，沉积物的湿度和粒度也有很大影响。

沉积物处于潮湿状态时，颜色便深些，干燥时便浅些。

沉积物颗粒愈细，颜色愈深。

3.2.3沉积物颜色与环境的关系

在炎热干燥地区，岩石以机械破碎为主，这样形成的碎屑物的颜色主要取决于母岩矿物的本色。

例如酸性火成岩和变质岩的机械风化矿物，通常呈浅色，而基性岩和中性岩的风化产物呈深色。

在多雨的热带和温带地区，岩石主要经受化学风化作用。

这时岩石中的可溶成分都被带走，剩下氢氧化铝、含水铝硅酸盐、氢氧化铁、石英和其它溶解性较小的物质，它们的颜色从褐色到红色。

如果这些溶剩物质与有机质一起再被搬运和再沉积，沉积物会发生氧化铁还原呈黑色。

在气候经常潮湿的地区，如果排水不良而经常积水，则沉积物中的氧化铁还原成氧化亚铁，或形成黑色的硫化铁。

如果气候条件相同，而排水通畅，则铁的化合物发生氧化使沉积物染成红色。

如果这些沉积物经过再搬运至低洼积水区，与大量有机质结合，又可以使铁还原，使沉积物的红色消失，呈现灰色。

在炎热而有干湿季交替出现的地区，岩石以化学风化为主，沉积物呈红色到褐色。

这些颜色在沉积物被埋藏后仍能保存下来。

这是由于炎热干燥的季节不利于植物生长，沉积物中的有机质不足以将氧化铁还原成氧化亚铁。

在海洋和其它深水盆地中，影响沉积物颜色的主要因素是底部水体的含氧情况，而后者又取决于水体垂直循环情况。

在水体循环条件好的地方，含氧量高，有机质被分解，沉积物的颜色主要为灰色或浅绿色，反之，则使沉积物发生还原作用而呈深色。

此外，在这种缺氧地区有喜硫细菌生存，形成硫化铁而使沉积物具黑色。

4.生物特征

自然界生物的种属随着环境条件的演变而不断兴衰、更替。

每个地质时期都具有与当时环境条件相适应的特殊的生物群。

因此沉积物中的生物化石不仅是确定沉积物年龄的尺度，也是确定古沉积环境的标志。

4.1动物群

各种动物中以底栖生物最有表征环境的意义。

如果底栖生物死亡以后，其介壳就