生物丘
① 現代礁和礁環境
1.沉積環境
大多數現代礁（圖9-13）發育在淺水中。最明顯的是位於陸架邊緣的線礁，通常稱為堡礁（barrier reef）。這種礁整體上側向連續性強，可能延伸上百千米，例如澳大利亞的大堡礁，它沿著澳大利亞東部陸棚延伸了大約1900km（圖9-14）。少數現代海洋，陸架狹窄，線礁沿海岸線發育，沒有潟湖的干擾，稱為岸礁（fringing reef）。孤立的環狀礁稱為環礁（atoll），發育在太平洋中的海山頂部周圍。環礁能夠屏障波浪，在中間形成淺水潟湖。小環礁（faro reef）呈現環狀（和環礁很像），發育在潟湖中或者環礁邊緣。小而孤立的塊狀礁通常稱補丁礁、寶塔礁（table reef）或桌礁，該類礁發育在大陸架邊緣或零星分布在中陸架。頂部平坦的寶塔礁也可發育在深水環境中（圖9-15）。
圖9-13 現代珊瑚礁
圖9-14 澳大利亞大堡礁
圖9-15 幾種主要類型的礁示意圖
生物丘一般發育在安靜的淺水或較深水環境中，是由較小、纖細或孤立的生物形成的建造，可通過無機過程輔助發育（James et al.，1992；Monty et al.，1995）。微生物丘（微生物能間接使碳酸鹽沉澱）是由疊層石或凝塊灰岩等組成；骨骼丘是由造礁生物體如藻類、苔蘚蟲（bryozoans）、海綿、非造礁型六射珊瑚類、某些腕足類（Brachiopods）和雙殼類（Pelecypods）動物建造而成；泥丘主要堆積灰泥，夾雜各種化石。生物丘小的只有1～5m高，大的可達100m（Wendt et al.，1997）。
2.造礁生物
雖然我們傾向於認為只有珊瑚是造礁生物，但事實上有很多生物也能造礁。這些造礁生物包括藍-綠藻（藍細菌）、紅藻、綠藻、結殼有孔蟲類和結殼苔蘚蟲類（Bryozoans）、海綿類和軟體動物類等（圖9-16）。在地質歷史中，造礁生物也包括一些現在已經絕滅了的組群，例如古杯類、層孔蟲類（Stromatoporoid）、窗格苔蘚蟲類和固著蛤類。珊瑚是主要的現代造礁生物，可區分兩種類型珊瑚。造礁的六射珊瑚是主要的淺水造礁珊瑚。造礁珊瑚和很多單細胞生物共生，尤其是藻類，統稱為蟲黃藻（zooxanthella）。藻類生活在珊瑚細胞中或者之間，通過光合作用給珊瑚提供養分（Cowen，1988），另外，通過光合作用消耗二氧化碳也能促進碳酸鈣的形成。由於蟲黃藻生長在透光帶，所以造礁珊瑚一般被限制生長在非常淺的水域。而非造礁珊瑚缺乏這種共生關系（或者不需要共生關系），所以它的生長范圍就不再局限於淺水環境（Willisonet et al.，2001）。有些種類的珊瑚從造礁地區到非造礁地區都有發育（Best，2001），它們是形成現代深水碳酸鹽建隆的主要生物，從淺水到2000m的深水范圍都有分布（Stanley et al.，1988）。Hatcher在2001年已經對淺水和深水珊瑚的不同種屬特徵進行了研究。
有些造礁生物，像珊瑚和層孔蟲，是主要的骨架建造者（圖9-16），它們建成堅硬的抗浪礁核。其他的像海百合等骨架可能被破壞成碎片，是主要的沉積物貢獻者。有些生物體、海草等生物能夠減弱水流，形成低能環境，有利細粒沉積物沉澱。藍細菌（形成疊層石）能捕獲、黏結沉積物。微生物是主要的促沉澱者，例如藍細菌能促進灰泥的沉澱。
圖9-16 礁和丘中的造架生物、碎屑供應者、障積物、黏結物、促沉澱者等
造礁生物的形態從細枝狀到球狀和團塊狀都有（表9-3）。造礁生物的生長形態和水動力密切相關，因此，礁體不同部分的生物形態也不一樣（圖9-17）。礁體上水動力弱的地方，生物多呈細枝狀或板狀，水動力強的地方，多呈球狀，包殼或者平板狀也常發育，有利於抗擊波浪沖擊。
表9-3 造礁生物的生長形態及其最常出現的環境類型
圖9-17 線狀礁的理想剖面
3.礁體環境
這里我們不對所有類型的現代礁和礁相進行討論，而著重把發育在台地邊緣、高能環境中的礁看做高能礁的一般模式，討論它的發育環境和相帶。圖9-18所示為線狀礁的主要相類型。按地形礁體分成礁前（reef front）、前礁（fore reef）、礁頂（reef crest）、礁坪（reef flat）和礁後（back reef）幾個相帶（圖9-18）。礁主體部分由一個中心核——礁骨架組成，它逐漸向海進入礁坡相和堆積著疏鬆礁體碎屑的礁前堆積。表面幾乎平坦、水深最淺、位置最高的部分稱為礁坪。礁坪朝陸發育礁後骨架砂（發育珊瑚藻灰岩）和淺水潟湖沉積。
圖9-18 組成礁不同部分的典型碳酸鹽沉積物的類型
圖9-19也表明了組成礁不同部分的典型碳酸鹽沉積物的類型。圖9-19中所用的礫狀灰岩、障積灰岩、骨架灰岩等名詞是根據Dunham（1962）的石灰岩分類改寫的。礫屑泥晶灰岩和礫屑灰岩，顆粒粒徑大於2mm，含量大於10%。礫屑泥晶灰岩由灰泥支撐，礫屑灰岩由顆粒支撐。障積灰岩是由生物體的捕獲、遮擋沉積作用形成的；黏結灰岩是生物的結殼和黏結作用形成，例如結殼有孔蟲，苔蘚蟲；骨架岩是由珊瑚等生物形成，有堅硬的骨架結構。
圖9-19 具有良好骨架的典型現代珊瑚礁相模式
相帶的變化也代表水體能量的變化，並且控制著沉積過程和每個生物礁相帶中生物的類型。在礁頂水動力最強，骨架成分（骨架灰岩）含量也最高。朝礁前和礁後（水體能量減弱，骨架成分含量也隨著減少。總體來看，生物礁中骨架成分的含量比非骨架成分含量要小。Longman（1981）將礁構造比做蘋果，有一個中心核或骨架，周圍包裹著可以食用的果肉。非骨架成分是由不具骨架結構的棘皮類動物，綠藻，軟體動物等生物和波浪破壞礁體形成的生物碎屑和沉積在低能區帶的灰泥組成。礁前斜坡堆積和礁後骨架砂帶完全是非骨架組分，主要是來自礁體自身的碎屑。相對來說，在該帶內生活的生物較少。
4.低能礁相
高能的台地邊緣礁首先是一個完整的由珊瑚蟲和珊瑚藻建造的骨架，朝海方向發育灰質角礫構成的礁前堆積（fare-reef talus），以及深水灰泥或者頁岩；朝陸方向發育礁後骨架砂（back-reef coralgal sands）和細粒潟湖沉積，這是高能環境中發育的礁體相模式。但還有很多礁體發育在相對低能的環境中，這種礁體不具有高能環境中礁體的特徵相帶，在平面上成圓形或者橢圓形。礁體上生長的生物多易被破壞，外形呈枝狀。一些低能環境中的生物礁沒有上面描述的典型礁體結構，由類似造礁生物形成的鈣質砂和泥構成（James，1984c）。其他低能環境中的建造是由非造礁生物形成的，有生物碎屑形成的丘狀堆積和富含骨架生物的生物碎屑灰泥，也有少量的黏結岩。這些構造稱為生物丘，或簡稱丘（James et al.，1992a）。
② 生物礁和生物丘
（一）生物礁
1.概念
人們通常把生物礁理解為由造礁生物原地生長建造的水下抗浪凸起，這個概念包括三個含義：①主要由造礁生物組成格架；②具有原地生長的痕跡，而不是異地來源；③在形態上是一個厚度大於周圍地層的上凸的透鏡狀。
陸棚坡折帶是生物礁生長的有利地帶。因為這裡面臨開闊海域，風浪強烈、營養豐富、水體潔凈，有利於生物的生長。地殼的穩定下沉是生物礁連續大規模生長的有利背景條件。
生物礁在古代地層中分布廣泛，但是由於受到生物演化的控制，主要集中分布於泥盆紀、二疊紀、三疊紀和白堊紀。世界上許多高產的碳酸鹽岩大油田多與生物礁有關，同時，生物礁又是多金屬硫化物礦床的宿主岩。
2.現代礁的類型與環境分帶
（1）現代礁的類型
根據礁的形成和礁與海岸的關系，可以把礁分為岸礁（裙礁）、堡礁、環礁和灘礁。
岸礁 從海岸向海方向生長的礁。由於這些礁沿陸地或島嶼邊緣分布，好像鑲上了一個裙邊，所以又稱裙礁。
堡礁 離岸有一定的距離，常呈帶狀平行海岸分布。堡礁與海岸之間受保護的水域稱為礁後潟湖。
環礁 位於海中的環形的或不規則斷續環形的礁，其中間沒有陸地，而是一個潟湖。
灘礁 在灘的基礎上發育起來的珊瑚礁。
（2）現代礁的環境分帶
礁的環境具有明顯的分帶性：①礁前是礁的向海前緣部分，即從礁坪生長的迎風邊緣直到珊瑚生長的極限，此帶常堆積大小不等的礁碎屑（通常稱礁前角礫）。②礁坪是礁的主體，地形平坦，低潮時可以露出水面，其上生長有各種造礁生物及附礁生物。③礁後是礁體向岸或向潟湖方向的部分，通常為低能環境，主要堆積細顆粒和灰泥。
3.古代礁的相標志
對於古代的生物礁，可以根據岩性的、生物的及地層的關系加以識別。
（1）礁灰岩的類型
礁灰岩按成因類型劃分為原地礁灰岩和異地礁灰岩兩類。原地礁灰岩包括骨架灰岩、黏結灰岩和障積灰岩。異地礁灰岩主要是指礁破碎的沉積產物，分為礁角礫岩和基質支撐的漂浮狀灰岩。
骨架灰岩 由原地生長的生物格架和充填於其間的膠結物、基質及碎屑組成，原生孔隙發育。構成格架的主要化石有四射珊瑚、床板珊瑚、六射珊瑚、塊狀或半球狀層孔蟲、厚殼蛤、紅藻、古杯動物、腕足動物和苔蘚動物等。
黏結灰岩 由大量灰泥或藻黏結板狀—層狀生物而成，其本身並無支撐格架。主要化石為板狀層孔蟲、苔蘚蟲、海綿和藻類等。
障積灰岩 岩石中有大量枝狀或節狀生物骨骼，它們對灰泥和粉屑等雜基組分起障積（或捕捉）作用。雜基數量較大。主要化石類型為藻類、棘皮類、樹枝狀珊瑚、海綿和苔蘚蟲等。
（2）結構及構造特徵
連生格架結構 岩石中保存的能抗擊波浪的連生格架結構為塊狀的、半球狀的和介殼狀的生物骨骼。
原生海綿狀孔隙和瑪瑙紋狀櫛殼 礁體中的原生孔隙很發育，後經溶蝕改造，被不同時代的碳酸鹽充填，櫛殼狀方解石由壁向內呈多期瑪瑙紋狀排列。
示頂底構造 包括生物成因的疊層狀反重力構造和孔隙中的滲流粉砂。
塊狀及斑雜狀構造 因造礁生物的生態及共生組合復雜，造成灰岩結構與構造的不均一性。
包裹纏繞構造 黏結包殼生態是礁灰岩的常見組構，如我國泥盆紀、二疊紀生物礁中常見層孔蟲與剌毛蟲相互纏繞以及藍綠藻在紅藻叢外包殼等。
（3）生物的多樣性和生態特徵
造礁生物在各個時代是不同的，前寒武紀主要為藻類；奧陶—志留紀主要為層孔蟲、床板珊瑚，其次有四射珊瑚、苔蘚蟲、鈣藻等；泥盆紀主要為層孔蟲、床板珊瑚、四射珊瑚，其次為鈣藻和苔蘚蟲；二疊紀為苔蘚蟲（隱口目）、藻類、海綿、水螅、珊瑚；三疊紀為鈣藻和六射珊瑚、海綿；侏羅紀為鈣藻、珊瑚、苔蘚蟲、厚殼蛤、有孔蟲；古近紀為珊瑚及藻類；新近紀為藻類、珊瑚及唇口目苔蘚蟲；第四紀至今為六射珊瑚和鈣藻、有孔蟲、苔蘚蟲、牡蠣及其他軟體動物等。
（4）地層接觸關系
生物礁的向上生長幅度比同期的其他沉積物要大得多，而且礁的發育與演化過程又經常是興旺與衰退相間交替出現，因此，在礁體翼部，同期而不同相的地層常與礁灰岩呈指狀交錯，顯示了礁體的穿時性。
4.生物礁相模式
（1）相的分帶
古代的生物礁通常被劃分為礁核、礁翼及礁間三種相。
礁核相 礁的主體，由骨架灰岩組成，沉積體形態呈透鏡狀。
礁翼相 與礁核呈指狀交錯過渡的礁體部分。它在礁體中所佔比例較大，主要由礁核破碎的碎屑和灰泥組成。礁前在向海一側，岩石類型主要為礁角礫岩、漂浮礫灰岩等；礁後在向陸一側，主要為生物屑、內碎屑和球粒等組成的砂屑灰岩。
礁間相 礁體之間的同期潮下潟湖沉積物。其情況較為復雜，可以是含陸源物的，也可以是純碳酸鹽岩的。
（2）沉積序列
多數情況下可以辨認出四個獨立的演化階段。①定殖階段：為礁體發育的初始階段。該期的沉積物為富含生物碎片的灰泥岩，生物類型主要為棘皮類、苔蘚和腕足類等。②拓殖階段：造礁生物初期繁殖，種屬較單一，呈叢狀或枝狀形態，其間生長有介殼生物。典型岩石為障積灰岩，其中灰泥基質多，層狀孔洞發育，沉積一般較薄。③泛殖階段：為礁體形成的關鍵階段。造礁生物種屬繁多，生態各異，礁體向上生長顯著，形成強壯的抗浪格架。主要岩石類型為骨架灰岩和黏結灰岩。④統殖階段：因生長環境突變，造礁生物只有一種生長習性，如呈介殼狀或層紋狀。岩石以生物種屬單調的黏結灰岩為主，也可見骨架灰岩。
以上四個階段是礁的一種理想發育旋迴，在實際地層中並不多見，通常為不完整旋迴的反復疊置。
5.生物礁的識別標志
古代的生物礁可以通過岩性、沉積序列、岩體形態、相的關系以及古地理或構造背景的分析加以鑒別。
1）岩性：具有原地生長的骨架灰岩和黏結灰岩，無流水構造。生物化石含量可達10%～20%。
2）沉積序列：顯示有明顯的階段性，可以用生物礁的演化階段加以解釋。
3）岩體形態：礁灰岩的剖面呈上凸狀的透鏡體。
4）相變關系：礁體在側向上具有清晰的分帶性，礁前角礫岩和礁後潟湖或潮坪沉積與之呈指狀交錯產出。
5）古地理位置：巨大的礁體多發育在台地邊緣或者深盆地的邊緣。
我國貴州西南部上二疊統的碳酸鹽地層中有發育良好的生物礁。
（二）生物丘
1.概念
在陸棚邊緣常見一種碳酸鹽沉積物堆積體，它們一般多呈圓形、橢圓形或不規則狀的高出周圍海底的正地形，主要由大量灰泥及少量（常小於20%）的原地埋藏生物骨骸（一般為海百合等有柄棘皮類、葉狀藻、窗格苔蘚蟲等）所組成，內部無明顯的層理構造，在地層中多呈巨大的透鏡狀體或透鏡狀夾層出現。這種碳酸鹽塊體雖具有丘狀外形，但卻不同於生物礁。主要表現在：①缺乏大型造礁生物，沒有礁相中特徵的骨架岩；②富含大量灰泥，常高達80%以上；③不構成堅固的格架，不具備抗浪構造；④主要出現在浪基面以下或浪基面附近較平靜或低能環境中。
2.生物丘的沉積相模式
基本上是由以下七個常見相組成。
（1）底部生物碎屑顆粒質灰泥堆積
底部生物碎屑顆粒質灰泥堆積的絕大多數生物丘都是從灰泥沉積開始的，其中含有大量生物碎屑。它們可能是由緩慢的水流堆積而成的。在這些岩層中，一般沒有障積的和黏結的生物。
（2）灰泥障積岩丘核
灰泥障積岩丘核是生物丘的最厚部分，主要由灰泥組成，含有很多生物，這些生物通常為脆弱的和樹枝狀的，具有垂直的生長狀態，能起到捕集或障積灰泥的作用。
（3）頂部黏結岩
當一個障積岩丘進入浪底時，由松軟的沉積物形成的地形凸起構成生物黏結岩的基礎。
（4）生物表飾層和裂隙充填
如果生物丘頂沉積作用繼續進行而沒有造架生物廣泛生長，則丘的上部表面就會被各種介殼生物形成的薄的表飾層殼所覆蓋。在有些生物丘中，表面發育大量垂直裂縫，由一些簸選的產物（暗色的、磨損的、包殼的質點）所充填。
（5）側翼岩層
如果丘頂正好在浪底，且保持較長的時間，並有一些脆弱的枝狀生物繁殖，在中等能量海水擾動和某些生物的破壞下，就可產生由大量生物碎屑組成的側翼岩層。側翼岩層不斷從丘核向外進行側向加積。在體積上，側翼岩層可大於丘核部分，如果在基底緩緩下降的條件下，側翼岩層幾乎可以把丘核完全掩蓋住。
（6）坡積層
坡積層是一種罕見的，但又可廣泛分布的側翼層。這種坡積層是由岩屑和生物碎屑組成的海洋坡積物，岩屑是主要成分，主要是由於崩塌作用或波浪作用而從丘表面沖刷下來的化石或部分石化的泥晶灰岩岩屑。生物丘一般見於低波能地區，故常常缺失坡積層，對於有些生物丘中為何會存在坡積層，目前尚存許多疑問。
（7）頂蓋顆粒岩
當海平面保持穩定時，丘間區被沉積物充填，陸棚沉積物可橫過丘的頂部發育，整個地區便被交錯層顆粒岩覆蓋，隨著環境轉變為高能環境，生物丘的生長也完全終結。
③ 沉積相帶特徵
1.潮上帶
潮上帶與潮間帶上部常呈過渡關系。海水只有在大風暴或漲大潮時才能漫延到上面，通常保持較乾燥環境，藻疊層沉積不發育，當陸源物質較少時形成一些紋層狀雲岩或紋層狀藻疊層雲岩；當陸源物質較多時，形成含泥雲岩、含砂雲岩等，有時見有乾裂、石膏及石鹽假晶等乾旱蒸發沉積標志。
盡管風暴潮攜帶大量沉積物載荷，但由於軟的似球粒狀（砂屑）沉積物很難在這樣水動力條件下沉積下來，因此僅有少量沉積物留在潮上帶（Shinn,1983）。潮上帶所能接受的沉積物一般較薄並呈紋層狀。每次風暴潮所形成的沉積物僅幾厘米厚，不超過十幾厘米。這些薄的沉積物在乾旱蒸發條件下易乾裂翹曲並被下次風暴所沖刷起，且部分被帶到其它環境沉積下來，少量的片狀礫（泥裂多角體被風暴沖蝕的產物）沉積於層狀沉積物中，多呈平卧狀（即平行層面）。此外，潮上帶還可能存在部分陸源砂泥（沙慶安，1983;Shearman,1963, Bhattacharyya and Friedman,1983）由於潮上帶暴露時間過長，其沉積物厚度有限。
圖3—2華北中、新元古代高於庄—霧迷山組沉積模式
高於庄組中下部、楊庄組和霧迷山組各沉積旋迴的下部、韻律底部多見潮上帶與上潮間帶過渡沉積。發育在霧迷山組第7—8岩性段，有時也見於其它層位的硅質內碎屑雲岩是典型的潮上帶和上潮間帶的過渡沉積。
2.潮間帶
潮間帶位於平均高潮線和平均低潮線之間，以間歇能沉積為特點。發育著砂屑白雲岩、鮞粒白雲岩、有壁的錐柱狀疊層石和少量層狀疊層石。潮間帶的層狀疊層石色淺、紋層對不規則、亮暗層對比明顯、具柱狀或碟形乾裂收縮縫和鳥眼構造（或窗格狀組構）等。羽狀交錯層理是潮間特徵構造。可進一步分為上潮間帶和下潮間帶。
上潮間帶出露水面時間多，屬低—中間歇能沉積環境，上潮間帶有較發育的紋層狀藻疊層雲岩時，常具斑點及小凝塊結構，紋層間有時也見有乾裂收縮細紋或微沖刷現象，十分特徵的似竹葉狀礫（藻）屑雲（硅）岩經常見其夾於紋層狀藻疊層雲岩中。有時還有具藻跡紋層狀硅岩。砂雲岩、砂屑雲岩亦較發育。低幅度不甚對稱波痕也應屬上潮間帶的沉積標志。
下潮間帶的沉積就比較復雜了，有時甚至是與潮下高能帶沉積是混生的。波紋和大波紋狀藻疊層雲岩是開闊陸表海下潮間帶的重要沉積標志。凝塊微晶雲岩、中－小型柱（錐）狀藻疊層雲岩也是下潮間帶標志。亮（微）晶粒屑雲岩，尤其是內碎屑、鮞粒、藻鮞及團粒等多種粒屑混生的粒屑雲岩也是下潮間帶特有的。下潮間帶普見單向水流交錯層理、交錯層理、高幅度較對稱波痕、准同生角礫等。
下潮間帶沉積在高於庄組中上部、楊庄組上部、霧迷山組各沉積旋迴的中上部均較發育，常與潮上帶或上潮間帶呈連續過渡沉積。
由於潮間帶常暴露於大氣中，水體動盪，不利於沉積和保存，沉積速率低，故總體上沉積厚度較小。
3.潮下高能帶
位於平均低潮面以下，波基面以上。開闊陸表海中的潮下高能帶一般比較寬闊，具持續高能特點，Ⅲ－V級，尤其是鄰近濱線附近的能量最高。有大量藻鮞、藻團（凝塊狀的與葡萄狀的）沉積，在底質穩定條件下，形成以藻團為基本層的大型錐或柱狀藻疊層白雲岩。
由於沒有鑽孔動物和覓食動物的存在，層狀疊層石等異常發育，其特徵是色深、紋層密集平整並不見收縮縫等蒸發標志。該帶可見各種交錯層理、波痕和巨波痕，除了藻疊層白雲岩類外，還可有鮞粒白雲岩和砂屑白雲岩。潮下高能帶可能存在潮汐溝道（tidal channels）、潮汐三角洲（tidal deltas）、生物岩礁（bioherms）和生物層礁（生物丘，biostromes）等亞環境。以生物丘（層狀藻疊層白雲岩組成）為主，而潮汐溝道、潮汐三角洲則為一些砂屑白雲岩和鮞粒白雲岩，單剖面相分析中難以區別。該帶藻類活動強，沉積速率高，沉積物迅速膠結易於保存，是良好的沉積場所。
霧迷山組第三、五、六岩性段潮下高能帶沉積發育。
4.潮下低能帶（開闊海）
位於波基面以下，即為陸棚區。由於波基面以下水體變深水體較深，光線微弱，藻類活動少，因此主要為貧藻跡的、化學沉澱為主的泥晶白雲岩類，夾部分風暴迴流所攜帶的異地風暴沉積。由河流注入的陸源泥質的沉降隨同泥晶白雲石並沉澱一同進行，泥質含量高時可成為含泥泥晶白雲岩和泥雲岩（野外剖面上構成低窪地貌）。該帶無明顯的沉積構造，泥晶白雲岩均呈塊狀構造，在沉積作用微弱期間可能形成海底硬地。和陸源碎屑沉積環境不同，陸棚區是碳酸鹽沉澱的有利場所。
霧迷山組最常見的韻律變化是泥晶白雲岩和密層紋藻疊層白雲岩組成的韻律，並大套出現，反映潮下低能帶和潮下高能帶為主的沉積環境。
5.具近岸淺灘的潮間帶
當水流不斷將潮下高能帶的鮞、藻鮞、藻團等粒屑物質搬運到潮間帶中下部而堆積起來時，可能形成近岸淺灘型沉積，這樣在濱線附近就構成隔欄作用，向岸一側出現一種較閉塞的沉積環境，可稱之為潮間瀉湖。
瀉湖環境水體安靜，水中鹽分或含鹵量時高時低（受河流注入量、蒸發量、降雨量以及與海水的交換條件的影響），不太利於藻類的生長。因為處於發展初期的藍綠藻不一定像現代藍綠藻那樣廣泛地適應各種環境。主要為（含泥）泥晶白雲岩和它與凝塊石核形石組成的韻律。韻律變化可能反映水體含鹽量變化，正常時藻類繁盛形成凝塊石、核形石（凝塊石多見），鹽分不正常時則以泥晶白雲岩為主。瀉湖內的泥晶白雲岩與潮下低能帶泥晶白雲岩的區別主要在於其韻律關系，前者常與凝塊石和核形石構成韻律，而後者則常與密紋層疊層石構成韻律。瀉湖內蒸發作用強，離子濃度可能比正常海水高，且水體安靜，從而有利於碳酸鹽（白雲石）的沉澱，故其沉積速率較大。例如宣化下葛峪剖面霧迷山組第六、七岩性段，其泥晶白雲岩厚度比達91%和72%。
近岸淺灘由於沉積時水流條件多變，即有來自潮下，又有來自潮上的物質，所以粒屑成分復雜，常顯條帶狀構造，其中斜層理及交錯層理均較發育。潮間瀉湖水淺且停滯，沉積變得單一，以較發育密紋層和密波狀藻疊層雲岩發育為特徵，富含瀝青質，藻纖微結構發育。
近岸淺灘與潮間瀉湖相沉積在霧迷山組下部較發育。
6.具水下淺灘的潮下低能帶
平緩開闊的潮下高能帶，由於水流而使底部物質經常移動，在地形微起伏地帶鮞粒或藻團聚集而成水下淺灘型沉積，由於淺灘的隔欄作用，在近岸一側而形成較閉塞的沉積環境，也類似瀉湖，為與潮間瀉湖區別，可稱之為潮下瀉湖或局限海，也就相當楊等（1972）模式中的潮下低能帶。
水下淺灘比潮間近岸淺灘沉積環境穩定，其標志是粒屑類型較單一，主要是藻鮞和高能鮞組成，較穩定，呈層狀。由藻團聚集而成的淺灘沉積，多發育成錐狀或柱狀藻疊層構造，進而演化成礁體，這在霧迷山組中部很發育。
潮下瀉湖或閉塞潮下低能帶，由於水體停滯，能量顯著變低，陽光仍較充足，形成發育的密紋層-密波紋狀藻疊層雲岩，富含瀝青質，主要顯藻纖微結構，沉積厚度一般也較大。因此潮間瀉湖及潮下瀉湖都是良好的生油環境，近岸淺灘和水下淺灘是良好的儲油環境。
潮下瀉湖與水下淺灘所形成之韻律及潮間瀉湖與近岸淺灘所形成之韻律類似（圖3—2），區分標志是前者厚度大些，較穩定，尤其以藻團-錐（或柱）狀藻疊層發育為特徵。
在下潮間帶或潮下高能帶，發育著各種藻類組成的生物丘，生物丘之間易形成低凹地帶，這些低凹處連同被廢棄的潮汐溝道稱為水下凹地。水下凹地比較安靜，而藻類活動仍繁盛，主要形成核形石、凝塊石白雲岩等。有的鮞粒被帶凹地內而被膠結成葡萄石，形成鮞粒-葡萄石白雲岩。該環境中的核形石、凝塊石經常和鄰近的其它岩性構成韻律。這樣的水下凹地大量存在可形成可觀數量的凝塊石和核形石白雲岩，但它們很容易被充填。水下凹地填平後再次經受高能條件，未固結的凝塊石、核形石可能在藻類、波浪、潮汐水流的共同作用下拉長定向形成錐、柱狀疊層石、層狀、波狀疊層石。
④ 本疊層石組合的地史背景
縱觀疊層石演化的興衰歷程，在古-中太古代時期，它們不但數量稀少，而且多樣化程度很低，通常為層狀及丘狀。西澳大利亞Warrawoona群的疊層石是已知最古老的標本，年齡約35.5億年（Lower，1980，1983；Walter，1980，1983；Buick et al.，1981；Groves et al.，1981；Schopf，1994），關於它們是否生物成因仍有爭議（Nisbet，1980）。而約35億年的南非Fig Tree群的疊層石，因為有細菌化石及乾酪根的證據，其生物成因的解釋相對較可信（Schopf，1983，1994；Byerly et al.，1986），但也有不同意見（Awramik et al.，1988；Buick，1990）。
疊層石數量的豐富化及形態的多樣化始於新太古代，層狀、丘狀及柱狀等皆有，其中絕大多數的生物成因已無疑問。如：辛巴威Belingwe綠岩帶的疊層石紋層在微觀上呈現多種不同的絲狀體，似乎反映多種微生物參與了當時的疊層石建造（Maitin et al.，1980）。加拿大Steeprock群的一些疊層石紋層由粘結的碎屑粒形成，也許可認為是光合作用細菌絲狀微生物捕捉水中懸浮顆粒形成的結構（Walter，1983）。西澳大利亞（Grey，1981）及加拿大（Hofmann et al.，1991）的疊層石紋層顯示上凸的頂端加厚呈錐狀，可能暗示著光合作用細菌絲狀微生物積極主動的趨光行為，這種現象可通過觀察現代建造疊層石的微生物席生命活動得以解釋（Walter et al.，1976）。西澳大利亞Fortescue群的疊層石紋層中至少可識別三種不同的絲狀微化石，其中一種的形態類似現代光合作用自養微生物Lyngbya的顫菌科（Oscillatoriacean）藍細菌（Walter，1983；Packer，1990）。
古-中元古代，乃至新元古代早期（約8億年前），是疊層石鼎盛時期，幾乎在所有的沉積碳酸鹽岩中都可見到。它們也出現於磷質岩、鐵質岩及硅質岩，偶爾也在砂岩中，底棲微生物席的零星化石在頁岩及泥岩中也有發現。已知的疊層石主要類型都集中在元古代，圍岩的沉積相說明它們當時遍布濱岸、潟湖、潮坪、淺灘、內陸湖及河流，建造了大規模的堡礁、堤礁、斑礁（潟湖）、點礁（開闊海）、環礁及各種生物丘，構成了當時廣闊的大陸架及大陸坡，就像後來的珊瑚、鈣藻以及其他骨骼生物那樣（Walter，1976，1994）。元古代疊層石形態的高度多樣化可能既反映了它們已大大擴展的生長環境是多樣的，也表達了建造它們的底棲微生物也是多樣的（Monty，1976；Hofmann，1975；Bertrand-Sarfati，1976；Walter，1977；Awramik ＆ Semikhatov，1979；Semikhatov et al.，1979）。紋層中具內含物或分枝的微生物細胞化石的出現，被解釋為微體的真核藻類可能已加入了原先只有細菌和藍細菌參與的疊層石建造（Schopf，1968，1971；Oehler，1976；Knoll ＆ Golubic，1979；Preiss，1987；Butterfield et al.，1990；Summons ＆ Walter，1990；Han ＆ Runnegar，1992；Runnegar，1994）。
古元古代—新元古代早期疊層石的大規模發育，也許還有其他一系列相互關聯的重要因素。例如，當時地球表面覆蓋廣闊而平淺的陸表海（epicontinental seas），陸地少使塵埃也少。大氣透明度高使陽光輻射強，氣候乾燥使海水蒸發量大。當時尚無植被的古陸廣泛出露富鎂及富硅岩，風化剝蝕強烈，向海洋源源不斷供應大量的鎂和硅等礦物質。海水鎂/鈣比值高，鹽度大。二氧化硅局部富集呈膠體，沉積中常形成燧石結核及條帶等。大氣圈及水圈富含二氧化碳，氣候炎熱且碳酸鹽類沉積發育。上述條件非常利於當時的光合作用藍細菌及微體藻類繁盛。它們外表分泌的黏液鞘攝取水中礦物質，在光照及潮汐周期作用下，形成特定的微生物沉積構造——疊層石。
此外，從元古代厚度很大，分布極廣的淺海潮坪相沉積特徵看，當時的潮汐作用遠比現代的強大得多，造成了比現代寬廣得多的潮間帶。潮下淺海、潮坪、淺灘、潮汐水道及潟湖沉積非常廣泛，為疊層石礁的大規模發育提供了有利條件。對於這些現象，一種可能的解釋是因為當時地球體積比現在的要小，自轉速比現在的要快，地球海洋潮汐在單位時間內發生的頻率比現在的要高。此外，還因為當時月球與地球之間的距離比現代的要近。月球的引力對地球海洋潮汐的影響也較現代的要強大得多。有趣的是，這一切似乎也可以用現代天文學的宇宙膨脹說來解釋。
新元古代疊層石，尤其是柱狀疊層石的豐度及多樣化程度，在約7億年前開始衰退（Walter ＆ Heys，1985；Grotzinger，1990）。這一趨勢明顯地首先表現在平靜的潮下帶，而後才向潮上帶漫延。到約6億年前時，衰退達到頂點，從此疊層石的豐度、多樣化程度及分布區域均被限制在一個不大的范圍內（Awramik，1971）。目前有諸多可能的解釋來說明這一現象的原因：
1）後生動物首先出現於潮下帶，而後向潮上帶擴展，並在微生物席上啃食和掘穴使之瓦解（Awramik，1971）。
2）海洋中碳酸鹽飽和度的降低，減弱了微生物席對碳酸鹽類的沉澱（Grey ＆ Thorne，1985；Grotzinger，1989）。
3）底棲宏體藻類的興起，奪佔了微生物席的生存空間（Monty，1973）。
但這些既無法解釋此後6億年至今，海洋中仍然大量發育著很厚的碳酸鹽類沉積；也難以解釋現代西澳大利亞沙克灣哈默林潟湖等地，豐富的底棲宏體藻類與疊層石融洽共生，並達到一種生態平衡。此外，海牛、海蛇、水母、魚類、雙殼類、腹足類、介殼類、環節類、線蟲、有孔蟲及海綿等動物生活其間，構成了以疊層石礁為基礎的高鹽淺水生態系統（Walter，1994）。因此筆者認為，疊層石從約7億年前開始，持續到約6億年前的衰退過程，可能是多重因素長期復雜作用的結果。已知的化石記錄還表明了一個更明顯的事實，6億年前後的新元古代大冰期給疊層石帶來了全球性的重大變化。冰期後疊層石一蹶不振，無論在分布的規模範圍還是在形態的多樣性上，再也未能達到冰期前的繁榮程度。
從我國的情況看，華北中元古代薊縣系的疊層石組合代表了其鼎盛期的面貌（曹瑞驥，趙文傑，1979），而新元古代大冰期之後的華南末元古代震旦系疊層石組合則是其衰退的寫照（曹瑞驥，1992，1997，1999）。本區新元古代疊層石無論豐度還是多樣化程度雖不及前者，但明顯高於後者。筆者綜合近年來已發表的本區新元古代微生物化石組合（尹磊明，1999）及相關沉積相分析認為，本疊層石組合應是形成於新元古代大冰期之前的炎熱氣候環境。
⑤ 寒武紀—奧陶紀岩相古地理
寒武紀—奧陶紀，塔里木板塊經歷了伸展-擠壓的地球動力學旋迴，構造活動對古地理格局有明顯的控製作用。寒武紀—早奧陶世，在伸展背景下，克拉通主體具有東西分異的特點，呈現「兩台夾一盆」的古地理格局。中西部大型碳酸鹽台地在這一時期繼承發育。自早奧陶世末期開始，區域地球動力學背景由伸展轉向擠壓，中西部大型台地在近南北向擠壓作用下逐漸分割為兩個孤立台地，南部的塘南台地可能也在這一時間形成。奧陶紀末，由於海平面上升和大量碎屑沉積物的注入，碳酸鹽台地消亡，盆地主體轉變為碎屑陸棚環境。
（一）寒武紀岩相古地理
寒武紀，塔里木克拉通處於穩定拉伸的構造環境，台地-盆地相間的古地理格局繼承性發展。台地內部沉積環境在中寒武世發生較大變化，主要是出現大面積分布的膏鹽潟湖，這與乾旱古氣候條件和台地內部古地形變化有關，晚寒武世隨著海平面上升和氣候條件變化，膏鹽潟湖消失。在寒武紀，東西部碳酸鹽台地之間則為穩定發育的欠補償盆地。
1.早寒武世岩相古地理
塔里木克拉通早寒武世早期發生大規模海侵，沉積了一套大范圍分布的黑色頁岩、含磷硅質岩或磷塊岩（玉爾吐斯組），這一點可與揚子板塊對比。這套較深水沉積也是盆地內一套重要的烴源岩。隨後持續性海退，塔里木克拉通進入碳酸鹽台地發育階段。塔里木克拉通建造了兩個碳酸鹽台地，中西部台地為一近橢圓形孤立台地，稱為塔西台地，規模最大。其東部台緣相帶位於輪南1井—塔中32井—塔中5井一線，西北部台緣帶位於阿克蘇附近的蘇蓋特布拉克剖面（宋金民，2009），因為該剖面下寒武統肖爾布拉克組有特徵明顯的台緣礁發育。目前尚沒有確鑿的證據指示塔西台地西南部台緣帶的位置，根據地震資料推測位於葉城—和田一線西南。西南地區整體表現為碳酸鹽緩坡，有別於東部和西北部的鑲邊型碳酸鹽台地。台地內部以局限台地環境為主，但在東北部地區地層厚度較大，並且鑽遇顆粒灰岩（塔深1井），說明該地區水體與外海交換頻繁，能量較強，屬於開闊-半局限台地環境。
東部羅西台地經歷了碳酸鹽緩坡（早-中寒武世）到鑲邊台地（晚寒武世）的演化過程，高能相帶位於羅西1井地區；南部的塘南台地規模較小，與塔西台地之間水體深度相對較小，為斜坡環境。塔西台地與羅西台地之間，下寒武統為灰黑-黑色泥岩、硅質岩或灰質泥岩、含雲灰泥岩等，說明在早寒武世是一個欠補償性質的盆地。
2.中寒武世岩相古地理
早寒武世中期—中寒武世，碳酸鹽台地以進積-加積的方式生長，台地邊緣迅速向外遷移，最遠距離可達80km（古城地區），台地面積進一步擴大。此時蘇蓋特布拉克地區已經由台地邊緣礁灘轉變為局限台地環境。中寒武世，由於古氣候條件和水下隆起-台地內古地形差異-鑲邊型台地邊緣導致的障壁作用與海平面波動、炎熱乾燥氣候條件的聯合影響，台地內中西部英買力-塔中2井—瑪2井—同1井之間形成大面積穩定分布的膏岩潟湖。羅西台地依然為碳酸鹽緩坡，塘南台地繼承性發育（圖3-2-2）。
3.晚寒武世岩相古地理
晚寒武世，隨著海平面的上升和古氣候回轉，碳酸鹽台地內部水體流動逐漸通暢，水體能量增強，逐漸過渡為局限台地和半局限-開闊台地環境，台內灘分布也明顯增多。這一點在塔西台地的北部和東部表現最為明顯。晚寒武世，塔西台地的邊緣相帶較早寒武世要窄，鑲邊程度更高。羅西台地在這一時期已經由碳酸鹽岩緩坡過渡為鑲邊型台地（圖3-2-3）。該時期喀什-葉城-和田隆起和塘南水下低隆仍然繼承性發育，但規模已經小了很多。
（二）奧陶紀岩相古地理
奧陶紀古地理環境有三次明顯的轉變。一是早奧陶世末受塔里木克拉通南北兩側擠壓應力的影響，塔西台地內部出現沉積環境分異，台內窪地開始形成；二是中奧陶世，塔西台地在進一步增強的擠壓作用下，開始分裂為兩個獨立的碳酸鹽台地；三是奧陶紀末，大量碎屑物質的湧入造成碳酸鹽台地的消亡，盆地整體上轉變為碎屑陸棚環境。
1.OSQ1（相當於蓬萊壩組沉積期）岩相古地理特徵
早奧陶世蓬萊壩組沉積期古地理格局基本繼承了晚寒武世的特點。塔西台地東部邊緣相帶沿庫南1井—滿參1井—塔中32井—古城4井—塔中5井一線分布，呈向西突出的馬蹄形。塔中35井以北，台緣帶寬度較大，表現為緩坡-弱鑲邊型碳酸鹽台地；而塔中35井之南，台地邊緣寬度較小，表現為鑲邊型碳酸鹽台地。半局限-開闊台地環境沉積物有比較明顯差異，可分為較深水部分和較淺水部分。較深水開闊台地主要分布於塔中1井—古城4井一帶，其西南邊緣位於塔中1井—塔中12井一線。
這一時期，台緣灘和台內灘大面積分布，多呈長條形沿台地邊緣和台槽延伸方向分布，顆粒灘多與台緣帶平行。塔北輪南1井地區，由於台緣灘和台內灘的障壁作用，形成了水體能量較弱的半局限台地；而和田地區可能位於地形的高部位，水深較淺，由於海底的摩擦力導致水體運動受到限制，造成水體循環不暢，形成半局限台地環境（圖3-2-4）。
圖3-2-l 塔里木盆地早寒武世岩相古地理圖
圖3-2-2 塔里木盆地中寒武世岩相古地理圖
圖3-2-3 塔里木盆地晚寒武世岩相古地理圖
圖3-2-4 塔里木盆地OSQl（奧陶紀蓬萊壩組沉積期）岩相古地理圖
2.OSQ2（相當於鷹山組下段沉積期）岩相古地理特徵
早奧陶世鷹山組下段沉積期，塔西台地的邊緣相帶沒有明顯的變化，主要差異是台緣帶經過古城4井後開始向西延伸，再經過塘參1井後向南延伸，塔中5井—塔中3井一線為台緣斜坡發育的部位。開闊台地仍劃分為較深水開闊台地和較淺水開闊台地，較深水發育位置與蓬萊壩組沉積期類似。這一時期，台地內部沉積環境開始出現分異，最明顯的是塔北南部形成了台內窪地，台內窪地周圍有顆粒灘和生物丘分布，通常在迎風面為灘體，在背風面為生物丘。從層序OSQ2古地理圖上可以看到，台地邊緣相帶並非處處都發育高能礁灘體，海侵背景下較深水開闊台地邊緣高能灘可能只局部發育（圖3-2-5）。和田地區仍為局限台地環境，羅西台地與塔西台地之間的欠補償盆地繼承性發育。
早奧陶世末開始，塔里木板塊由伸展環境轉換為擠壓環境。在近南北向擠壓應力作用下，塔北和塔西南—塔中地區出現不同程度的隆升，同時形成了阿滿過渡帶之間的低地勢區，這可能是台內窪地形成的原因。持續的擠壓作用，最終導致塔西台地在一間房組沉積期沿台內窪地與台槽方向分裂為南北兩個獨立的碳酸鹽台地。
3.OSQ3（相當於鷹山組上段沉積期）岩相古地理特徵
相比於OSQ2，鷹山組上段沉積期碳酸鹽台地邊緣及斜坡的位置沒有明顯變化，但在塘參1井地區有向外遷移的現象。台內窪地繼承性發展，並且向西擴展，其周緣主要為顆粒灘沉積，丘狀反射特徵的灰泥丘不發育。台地內部以開闊台地環境為主，僅在和4井地區有小范圍的局限台地分布。台內顆粒灘大面積分布，11個灘體形態各異，多（近）平行於台地邊緣分布（圖3-2-6）。羅西台地和塘南台地繼承性發育。
4.OSQ4（相當於一間房組沉積期）岩相古地理特徵
中奧陶世，受板塊活動影響，位於阿滿過渡帶的台內窪地繼續向西擴展，並在柯坪至雅科瑞克地區與外海相連，形成向西開口的閉塞海灣。在一間房組沉積期晚期，持續的擠壓應力最終導致前期統一的塔西台地分割為南北兩個孤立台地。而位於盆地南端的塘南台地也於這一時間形成。庫南1井—滿參1井—古城4井—塘參1井一線的台地邊緣，在鷹山組沉積期台地邊緣的基礎上繼承性發展，在經過塘參1井後向瑪參1井方向延伸。古隆1井和古城4井鑽遇的一間房組，揭示了該地區一間房組沉積時期仍處於碳酸鹽台地環境。輪南存在一個橢圓形的顆粒灘發育區，其內帶主要為灘相沉積，外帶為灘夾點礁。這可能是在南北向擠壓作用下塔北隆起的沉積響應。英買力地區以中低能台地相沉積為特徵，顆粒灘不發育。灘相的大面積分布也可能與碳酸鹽緩坡背景下中緩坡上分布廣泛的灘相沉積有關（圖3-2-7）。
由於構造應力體制的轉換，在一間房組沉積期後段，塔中—巴楚地區的吐木休克斷裂和塔中I號斷裂，以及盆地南部瑪扎塔格斷裂和塔中南緣斷裂分別向北、向南發生逆沖活動，導致塔中—巴楚地區大范圍隆升剝蝕。
5.OSQ5（相當於吐木休克組沉積期）岩相古地理特徵
吐木休克組沉積期古地理主要受海平面變化和陸源碎屑供給兩個因素的控制。晚奧陶世早期海平面快速上升，其上升的速度超過碳酸鹽沉積速率，因而抑制了碳酸鹽的生產，在盆地內形成廣泛分布的紫紅色泥灰岩、瘤狀灰岩、泥灰岩、灰質泥岩等。需要注意的是一間房組沉積期形成的古地貌特徵對吐木休克組沉積相帶的展布可能有一定的控製作用。陸源物質的供給表現在兩個方面，一是吐木休克組沉積中普遍含有泥質成分；二是緊鄰物源的地區，可產生以碎屑岩為主，夾少量薄層灰岩沉積，例如雅科瑞克地區和吐木休克組沉積晚期的塔中低突起東側和南側。
露頭區則表現為一北傾的混積緩坡型台地，雅科瑞克受其西北部物源的影響，主要沉積了一套碎屑岩。塔北地區為沿哈拉哈塘—羊屋—輪南環狀分布的碳酸鹽-粘土混積型緩坡台地，與塔中之間過渡為淺海盆地。塔中東部和南部為由碳酸鹽沉積向碎屑岩沉積過渡的外緩坡環境。羅西台地在這一時期已經消亡，塘南地區仍然為陸地（圖3-2-8）。
圖3-2-5 塔里木盆地OSQ2（奧陶紀鷹山組下段沉積期）岩相古地理圖
圖3-2-6 塔里木盆地OSQ3（奧陶紀鷹山組上段沉積期）岩相古地理圖
圖3-2-7 塔里木盆地OSQ4（奧陶紀一問房組沉積期）岩相古地理圖
圖3-2-8 塔里木鹽蚰.0SQs（奧陶紀吐術休克組沉積期）岩相古地理囝
圖3-2-9 塔里木盆地OSQ6（奧陶紀良里塔格組沉積期）岩相古地理圖
圖3-2-10 塔里木盆地OSQT（奧陶紀桑塔木組沉積期）岩相古地理圖
6.SQ6（相當於良里塔格組沉積期）岩相古地理特徵
良里塔格組沉積期古地理格局表現出三方面特點。一是塔北和塔中—巴楚之間被淺海盆地分隔，南北為兩個獨立的碳酸鹽台地，不同地區的碳酸鹽台地類型存在差異性，台緣斜坡寬窄不一。二是塔北地區表現為緩坡型的碳酸鹽台地。輪南48井以北水動力較強，障積-粘結生物礁較發育，甚至可能為弱鑲邊的碳酸鹽台地；輪南48井以南主體為相對低能的瘤狀灰岩，夾障積礁、灘沉積。塔中I號台緣帶為鑲邊型碳酸鹽台地，台緣斜坡帶較窄，台緣礁灘發育。而塔中—巴楚南北兩側總體由鑲邊型碳酸鹽台地過渡為緩坡型碳酸鹽台地。巴楚露頭區為相對低能的弱鑲邊或緩坡型碳酸鹽台地，發育障積礁或灰泥丘、灘組合。三是塘南台地在該時期表現為弱鑲邊結構，以灘相沉積為主（圖3-2-9）。
7.OSQ7（相當於桑塔木組沉積期）岩相古地理特徵
晚奧陶世桑塔木組沉積期岩相古地理發生了較大變化，主要是早期的碳酸鹽台地由於陸源碎屑的大量注入而消亡，塔里木盆地總體上以混積陸棚、碎屑陸棚相沉積為主，在阿滿過渡帶為淺水盆地相，塔東地區為盆地相（圖3-2-10）。
塔北混積陸棚、巴楚—塔中混積陸棚及羅西混積陸棚主要為陸源碎屑岩（以粉細砂岩及泥岩為主）夾較多碳酸鹽岩，而陸源碎屑陸棚相帶則主要表現為以粉砂岩、細砂岩及粉砂質泥岩為主的沉積，在塔東卻爾卻克山地區發育了陸棚邊緣濱岸相沉積，說明其北側即為陸源碎屑物源區。塔東盆地相以群克1井所鑽遇的深水盆地相深灰色鈣質泥岩與綠灰色泥晶粉屑灰岩（鈣質濁積岩）間互為代表，總體上仍屬於濁流盆地。
⑥ 生物沉積作用和生物沉積物
由生命活動直接或間接造成的物質遷移和聚集作用稱生物沉積作用。從現在掌握的資料看，至少從太古宙中晚期開始生物就已遍布在了世界各地的海水中，可能不晚於泥盆紀生物已蔓延到了陸地。現在在地下1000m以下的深度也仍然有生命存在。生物的廣泛時空分布意味著它必定既是狹義、也是廣義沉積作用中的能動因素。地球上的任何生物，包括人類在內，都是生物沉積作用的主體，而在地質歷史中具有重要造岩意義的生物還是植物、水生無脊椎動物和細菌。無論在分布時空還是在個體數量上其他生物都不能與它們相比。
（一）生物沉積作用方式或途徑
生命的實質就是生物能動地利用外部物質和能量在分子到整個個體的多個層次上進行自我復制。生命活動綿延不絕，生命現象千奇百怪，但從沉積學角度看，它主要通過三種方式或途徑來實現物質的遷移和聚集。
1.生物化學
從本質上講，生物個體內由生命活動製造任何有機質或礦物質的方式都是生物化學方式。例如植物通過光合作用將CO2和H2O合成為碳水化合物，動物通過消化食物、吸取水分、利用離解離子合成自己的軟體、骨骼、外殼等。生物死亡後，其遺體就成了生物性沉積。陸生和部分水生植物的堆積可轉化成泥炭或煤，許多動物的骨骼或外殼可形成生物礁或貝殼灘等。生物化學涉及到復雜的物質相態和能量的轉化，往往不符合一般無機化學的作用規律。例如在同一環境中，不同生物製造的鈣鎂碳酸鹽骨骼或外殼可以是文石質，也可以是低鎂方解石或高鎂方解石質（但無白雲石質）；硅質生物可以在離子濃度很低的水體中有效吸取硅製造硅質骨骼、磷質生物可吸取鈣和磷製造磷酸鈣質骨骼，許多藻菌類體內的微量元素濃度可以是它周圍海水中濃度的幾百到幾十萬倍；當生物吸取相同元素（如O、C等）時，還會對其中的重同位素，如18O或輕同位素如12C吸取得更多一些從而造成生物體與環境之間的同位素分餾；某些生物（主要是微生物）可以吸取放射性元素鈾，半導體元素鍺、硒，貴重金屬金、銀等。盡管這個過程的許多細節還不清楚，但在地表物質的重組中，生物化學無疑起到了固定或富集某些成分的特殊作用，其沉積學意義是十分巨大的。
2.改變環境的物化條件
在生物從環境中吸取或向環境中排放某些成分的同時它也在改變環境條件，結果可能會加速某些化學反應的進程或控制某些反應的進行方向，在等低藍綠藻和細菌等微生物的生命活動中這一點顯得尤為突出。例如低等藍綠藻行光合作用消耗CO2可使環境水體pH值上升；細菌分解有機質排放NH3可提高pH值，排放CO2、H2S、H2可降低pH值；在封閉環境中細菌對氧的消耗可降低Eh值等。可以認為，在所有依賴一定pH值或Eh值的天然化學反應中，微生物都可以成為活的催化劑。這種受生物影響或控制的無機化學過程被看成是間接的生物化學作用。許多化學沉積物，如海湖環境中從水中析出的許多泥級CaCO3質點、沼澤環境中的黃鐵礦、圍繞生物軟體形成的硅質結核等都與這種作用有著千絲萬縷的聯系。
3.機械捕集或粘結
這是低等藻類（如藍綠藻）和某些細菌（可合稱為藻菌類）獨有的作用方式。這類生物都是原核或真核的單細胞球狀體或簡單多細胞絲狀體或棒狀體，體表帶有一層粘性很強的透明有機質衣鞘，可以捕集或粘結水介質中的細小質點。當粘結物多到一定程度，妨礙了它們的正常生活時，它們就分裂出新的個體而將老的衣鞘遺棄。實際上，上述低等藻類通過間接生物化學作用促使環境水體析出的泥級CaCO3質點有些就被粘結到自己的衣鞘上。無數個藻體附著在地表（近岸地面或水下）生長繁殖可形成大面積的藻席（algal mat），附著在其他顆粒上可形成藻包殼（algal coating），自由藻體相互粘結則可形成游移狀藻團（algallump），相應的也就富集了這些泥級CaCO3質點。有些厭氧鐵細菌依靠氧化Fe2＋所釋放的能量生活，有些具硅質骨骼的藻類（如金藻）營光合作用釋放O2使Fe2＋轉變成Fe3＋，它們都可粘結沉澱出來的高鐵氧化物形成鐵質或鐵與硅質的共同沉積。類似作用對其他難溶礦物的化學沉積可能也有重要意義。這種兼有間接生物化學和粘結的沉積作用具有非常久遠的地質歷史，很可能在生命誕生的同時或初期就已開始了，地球上已知最古老的生命遺跡就是通過這種方式被保存在38億年前的鐵質岩中，而且相同的作用一直到今天仍在繼續。
除了上述三種方式以外，生物還可通過對先成沉積物的鑽孔、擾動，對骨骼、泥砂性食物咀嚼、消化時的機械研磨，對流水、波浪等的阻擋等方式實現或影響沉積作用進行。
在三大類沉積作用中，生物沉積作用無疑是一種較為特殊的沉積作用。
（二）生物沉積物
生物的廣泛時空分布和多種沉積作用方式使得許多沉積物或多或少、或直接或間接與生命活動有關，但並不是所有這些沉積物都可稱為生物沉積物。按照現在比較流行的觀點，這里只將主要由原地生物遺體、遺跡及其相關產物構成的沉積物才視為生物沉積物，而將主要由游移的生物硬體、糞粒、藻團等構成的沉積物看成是復合沉積作用的結果。那些由間接生物化學方式形成的沉積物則仍屬化學沉積物的范疇。
在普通沉積岩石學中，典型的生物沉積物主要指生物礁和藻疊層。
1.生物礁（organic reef）
通常所說的生物礁是指以原地生長繁殖的造礁生物為格架，另有喜礁生物或其他相關沉積物共同參與形成的具有抗浪作用的水下隆起（厚度大於它的同期沉積）。成因相同，但缺少抗浪作用的低矮舒緩的水下隆起稱生物丘（bioherm）。若隆起也不明顯，只呈大致扁平的透鏡狀或寬板狀的生物沉積則稱生物層（biostrome）。然而，隆起高低很難有客觀的劃分標准（有人曾根據統計提出以高/寬＞1/30作為生物礁的標准），所以從沉積學角度出發，許多人將生物丘就看成是生物礁的同義語，甚至將生物層也看成是一種生物礁，稱為層礁（stratigraphic reef）。不管隆起高低或術語使用上有何差異，它們在生物原地生長繁殖這一點 上則是共同的。
生物礁有許多類型，如按主要造礁生物就有珊瑚礁、海綿礁、苔蘚蟲礁等。在沉積學中，更多地還是按礁的外部形態和發育的環境位置來劃分，較為常見的有點礁、塔礁、環礁、岸礁和堡礁等。點礁（patchreef）也翻譯為斑礁或補丁礁，是一種小型、孤立的礁體，直徑多不超過1km，常發育在淺海或深湖中，也可能只是某個大型礁體（如環礁）的一個構成部分。塔礁（pinnacle reef）也是孤立的，高可超過100m，頂部平坦，面積可在2km2以上，出現在深水環境，是伴隨海底不斷沉降形成的。環礁（atoll）大體呈圓台狀，礁體沿台頂周邊發育而將台頂圍成一個潟湖，台頂直徑可從1km到超過130km，發育在大洋或陸架上的開放海域中。岸礁（shore reef）又稱裙礁（apron reef），是一種與海岸相連，又與海岸隔有淺的水道或潟湖的小型礁體，礁頂寬度可超過1km，漲潮時沒入水下，退潮後又可露出水面，它的向海邊緣常是一個陡的斜坡。堡礁（barrier reef）實際是一個大致平行海岸的狹長礁帶，與岸之間隔有一個相當深度和寬度的潟湖。澳大利亞東北部昆斯蘭海岸附近有現今最大的堡礁，長達1200km。我國南海水域分布有許多珊瑚礁，其中主要是點礁和環礁，但研究程度還不高。
在縱剖面中可以看出一個典型生物礁大體可分成三個部分：基底、礁核和礁翼（圖15－21）。
◎ 基底（base）：是構築礁體的底座，通常是海底某個比較穩固的突起部位，如各種機械性堆積的灘、丘、壩等，有時是海底火山錐。基底的形成大多與造礁生物無關。
◎ 礁核（reef core）：是在基底上構築起來的礁體的核心部分。垂向上，礁核可顯示一定的分帶（或分層）現象，反映了生物礁的成長過程。下部常常是障積生物層。所謂障積生物是指那些有柄的或呈枝狀形態的生物，如海百合、枝狀珊瑚、各種骨骼鈣藻等，當它們像小樹林一樣在基底上成片生長時，從中流過的海水就會受到阻擋而減速，水中攜帶的泥晶等細碎屑物質就會沉積下來。這種由障積生物和被障積的泥晶等細屑物質構成的沉積層就稱障積生物層，它所具有的結構就稱障積結構（baffle texture）。就體積而言，障積生物層或障積結構中的障積生物並不多，常以泥晶等細碎屑物質為主。緊接障積生物層之上的是粘結生物層。粘結生物又稱結殼生物，特指那些粘附在其他物體或生物表面的呈紋層狀、皮殼狀或薄板狀生長的生物群，如低等藍綠藻、某些骨骼藍藻、結殼有孔蟲、厚蛤類等。某些床板珊瑚、層孔蟲等在發育初期也是結殼狀的。在障積生物層沉積的晚期，結殼生物就已開始出現，以後才逐漸繁盛起來。在結殼間隙常有很多由生物鑽孔、啃食或排泄形成的砂泥級大小的結殼生物碎屑或糞粒，但在它們上面又會形成新的生物結殼，如此反復就形成了結殼生物層，該層具有的結構就稱粘結結構（binding texture）。客觀上，結殼生物層對穩固各種細碎質點及其下面的障積性泥晶起著重要作用。最上面的是骨架生物層。該層最重要的特徵是含有原地增殖的生物骨架。這類生物稱為骨架生物，如塊狀層孔蟲、各種叢生的群體珊瑚、海綿、水螅、苔蘚蟲、古杯、鈣藻等。骨架生物世世代代的原地繁衍和復雜隨機的生長習性常常會造成大量間隙或孔洞，裡面可沉積泥晶或生物碎片，也可棲息喜礁生物，如底棲有孔蟲、腕足、海百合、海膽、軟體動物等。在孔洞內壁，孔洞充填物和骨架生物遺體表面也可繼續發育生物結殼，而生物的鑽孔和啃食作用也到處盛行。這種由原地生物骨架和相關作用產物共同構成的沉積稱骨架生物層，它所具有的結構就稱生物骨架結構（skeletal texture）。值得注意的是，在古代生物礁中，骨架生物層中的生物骨架常常只有10％左右，最多也不過50％，有些還只是一些骨架的痕跡，這可能與當時骨架生物的生長密度以及被其他生物的破壞程度和沉積後被改造的程度有關。骨架生物層是生物礁鼎盛發育時的產物，它在很大程度上可決定整個生物礁的成長規模。礁核中的所有障積生物、粘結生物和骨架生物都可稱為造礁生物。
在礁體頂部，在骨架生物層之上連續沉積的非礁沉積層稱礁蓋（reef cap），它不是礁體的構成部分，但對礁體終止發育的原因卻有重要的指示性意義。
圖15－21 生物礁理想剖面示意圖
◎礁翼（reef flank）：隨著骨架生物層的成長，生物礁的抗浪作用也逐漸增強，由此就產生了生物礁的礁翼。所謂礁翼是指與礁核呈指狀穿插並部分覆蓋在礁核之上的礁的裙邊部分。礁翼的形成和構成物質與礁體的發育環境位置有關。像廣海中的塔礁或大型潟湖中的點礁，四周水深、風浪等條件基本一致，礁翼就具有空間上的對稱性，主要由礁核骨架生物層被風浪擊打破碎形成的礁屑（reef debris）就地堆積而成。礁屑一般大小混雜，最粗可達巨礫級，但自上而下有變小的趨勢。礁屑常被看成是礁體抗浪作用的證據。在相對淺水的上部礁翼中可能沒有或很少有泥晶，礁屑可呈顆粒支撐，向下泥晶增多可變為基質支撐。整個礁翼厚度向外變薄，逐漸過渡為外圍沉積（圖15 －21）。另外一些礁體，如岸礁、堡礁等，其向海一側坡度較陡，水體較深又迎風，波浪作用較強，向陸一側坡度較緩，水體較淺又背風，波浪作用較弱，兩側礁翼有很大差別。迎風側的礁翼稱礁前（fore reef），背風側的礁翼稱礁後（back reef）。礁前與上述對稱礁翼相似，也由礁屑和泥晶構成。礁後常由較細小的礁屑、生物碎屑、內碎屑、鮞粒、藻粘結顆粒或純的泥晶構成。礁後沉積物與生物礁之間沒有專屬性，在其他非礁環境中也可形成，只是在這里處在了礁體背風側而已。在體積上，礁翼常可佔到整個礁體的70％～90％，礁核只佔10％～30％。
作為一種生物沉積，生物礁的發育要受背景條件的嚴格控制。適宜礁體發育的環境條件是，水體溫暖、清澈、循環良好、水深適宜，如現代珊瑚礁就主要分布在熱帶、亞熱帶、水溫常年保持在18～30℃、鹽度正常的水域。在水溫較低、較高或常常混有較多陸源碎屑的渾濁水體或停滯水體中，造礁生物就難以繁殖或存活。水深條件主要靠礁體所在部位的基底沉降速度與生物礁的增長速度（或生物繁殖速度）保持大體平衡來保證。在任何情況下，海湖水面都是礁體向上生長的極限，只有基底不斷沉降，礁體才會不斷向上生長，但沉降速度也不能長時間超過礁體生長速度，否則水深將不斷加大，礁體發育也會受到抑制或完全終止。實際上，由於水溫和食物豐度等方面的原因，礁體頂部的水深最大隻有幾十米，許多隻有幾米或更淺。在地質歷史中，常常可以見到一些生物礁、生物丘或生物層只由障積生物層和粘結生物層或僅由障積生物層構成，其中的重要原因就是背景條件不宜。
2.藻疊層（stromatolite）
由低等藍綠藻（或許還有低等的紅藻、綠藻或異養細菌）在某個固定基底上周期性繁殖而堆疊的紋層狀沉積物稱為藻疊層，外觀上就象鋪成的墊子而被稱作藻席，固結以後就稱為疊層石，它具有的構造就是疊層構造。前面已經介紹過，疊層構造中的藻紋層按有機質的多少可分為富藻層和貧藻層，實際上，這些有機質常常是以藻跡形式出現的。所謂藻跡就是被遺棄的、粘結有大量泥晶的藻衣鞘或死亡的藻體。在顯微鏡下，藻跡常呈幾乎不透明的細小斑點或細絲、細棒，邊緣透明度稍高，大小在幾微米到幾十微米左右。由它們聚集成的富藻層實際並無截然的上下邊界，橫向上的顯微厚度也起伏不定，甚至局部可有斷開或上下富藻層的相互接觸。相鄰的上下富藻層之間沒有藻跡或只有很少藻跡的層即為貧藻層，主要由礦物晶體構成。但是，並不是所有藻跡都能完好保存下來，其中一部分可能會成片腐爛消失，這將在富藻層中造成一些形狀不規則的空洞（稱藻腐孔），繼而再被成岩礦物充填形成顯微鳥眼構造。當埋藏溫度升高時，藻跡中的有機質將逐漸降解而相互融合，富藻層將由一些細小的有機質斑塊或條帶構成，其中的藻跡基本上不復存在。降解嚴重時，殘余有機質還會以瀝青形式進入到周圍的晶間接觸界面或裂隙中，富藻層的層狀形態也將逐漸消失而代之以殘余有機質的網脈狀分布（圖15－22）。
圖15－22 常見藻疊層的顯微特徵（湖北宜昌，寒武系疊層石灰岩，單偏光，d＝2mm）
在功能上，藍綠藻也是一種典型的結殼生物，在生物礁的發育中對泥晶的沉澱、富集和固定可起重要作用。如同在生物礁中一樣，藻疊層或疊層石的結構也稱粘結結構。在潮下淺水區，當密集的柱狀、枝狀藻疊層隨基層沉降而不斷向上生長時也可以形成一種特殊的生物礁，稱藻疊層礁或簡稱藻礁（algal reef）。相應地，呈丘狀或層狀產出的藻疊層也可看成是一種生物丘（藻丘）或生物層（隱藻生物層）。
在地質歷史中，被藻菌類粘結的礦物成分是隨時代而變的，因而所形成的藻疊層或疊層石的礦物成分就有很大差別。大致在中元古代以前形成的疊層石主要是鐵質的（最常見赤鐵礦質），部分是硅質的，以後主要被白雲石質取代，而自寒武紀開始到現在則主要是鈣質的了（寒武紀早期有少量磷酸鹽質）。雖然有些硅質、白雲質或磷質藻疊層有可能是交代鈣質疊層石形成的，但當缺少任何交代證據、藻菌類的細胞構造保存完好時，它們的原生沉積成因就很難被否定，尤其是形成於地球早期的鐵質、硅質疊層石現在已經成了窺探當時生物、海洋和大氣的一個重要窗口。
⑦ 石炭—二疊系典型剖面層序
3.2.2.1剖面介紹與層序劃分
1.剖面介紹
剖面位於沙井子西北的開派茲雷克，主要出露的地層有泥盆系，石炭系，二疊系。其中泥盆系與石炭系間存在一區域性不整合，上石炭統與下二疊統為連續沉積。研究的層序跨越上石炭統的四石廠組和下二疊統的康克林組。該剖面代表了由濱海碎屑岩相與陸棚碳酸鹽岩相構成的一組典型層序（圖3—13）。該剖面下部為濱海相碎屑岩層序，上部為淺水陸棚—深水陸棚相碳酸鹽岩層序.
2.層序劃分
下部碎屑岩段第1層—第12層為多個由礫岩—含礫粗、中粒砂岩、細砂岩及粉砂質泥岩構成的向上變細的旋迴組成。每一旋迴的下部為礫岩—含礫粗、中粒砂岩，頂部為薄層粉砂質泥岩或砂質生屑微晶灰岩。礫岩和粗、中粒砂岩為很純的石英砂岩，碎屑組分幾乎全為石英和燧石岩屑，成分成熟度高。顆粒分選中等到好，圓度較好，顆粒間多為亮晶方解石膠結物，其次為以石英次生加大形式出現的硅質膠結物所充填，部分為自生高嶺石膠結物充填。砂岩中常發育有板狀、槽狀交錯層理。旋迴間以沖刷面接觸，大部分旋迴頂部保留了薄層或透鏡狀的粉砂質泥岩或砂質生物微晶灰岩。旋迴頂部的粉砂質泥岩厚度均較薄。在第4層頂部的砂質生屑微晶灰岩透鏡體中，含有海百合莖、有孔蟲、苔蘚蟲、綠藻、介形蟲、腹足類等化石。上述這些特徵說明，旋迴下部的粗碎屑岩形成於較淺水的前濱環境，而頂部之粉砂質泥岩則可能形成於水體稍深、水動力條件較弱的近濱環境。因此這種向上由粗變細的沉積旋迴，反映沉積水體逐漸加深的過程。而每一旋迴實際上代表的是一次海水由淺變深而後又由深變淺的沉積，只是由深變淺的海退部分的沉積物大部分都因後來處於基準面以上，遭受侵蝕沖刷而未能在剖面上保存下來，這種發育不完全的大多隻保留了向上由粗變細的海進沉積的沉積旋迴，在高能的具粗碎屑沉積的濱海地區可能不是罕見的。
圖3—13塔里木盆地北部柯坪地區石炭—二疊系典型剖面層序地層分析圖
從四石廠組這套碎屑岩旋迴總體的變化規律來看，從下往上總的趨勢是粒度逐漸變細，砂岩中鈣質生物碎屑的含量及鈣質膠結物的含量逐漸增加，再向上則過渡為康克林組的淺水陸棚相的碳酸鹽岩，說明這段碎屑岩的沉積環境是一個水體逐漸加深的海侵過程。同時在圖3—13上還可以看到，各個向上由粗變細的基本沉積旋迴在剖面上組成了四個更高—級的向上由粗變細的旋迴，它們顯然是反映四次海進海退的沉積過程。即代表著四個沉積層序。上部碳酸鹽岩層段（第13—22層）可劃為了兩個層序。
下面分別以四石廠組最下部的碎屑岩層序和康克林組下部的碳酸鹽岩層序為代表進行分析。
3.2.2.2下部碎屑岩層序
層序的底界面為泥盆系與石炭系間的不整合面，不整合區域性展布，沖刷特徵很明顯，易於識別。界面之下為上泥盆統的克孜爾塔格組褐色中砂岩，之上為上石炭統的四石廠淺灰、紅紫色粗礫岩（圖3—13）。
此界面為Ⅰ型不整合面，層序為Ⅰ型層序。
在層序的下部四石廠組發育了二個正粒序旋迴層：旋迴下部為含礫粗砂岩或粗砂岩，向上為中—細砂岩，頂部為碳質泥岩。旋迴間以沖刷面接觸（圖3—14），個別旋迴發育不完整，一部分被沖刷掉。砂岩多以透鏡體形式出現，延伸不遠，發育有槽狀或板狀交錯層理，礫石沿紋層面富集，但未見青魚剌雙向交錯層理。碳質泥岩X衍射結果表明，其主要成份為高嶺土，說明形成於大陸環境或濱岸的海洋環境，在泥岩中發現有海百合莖化石。利用微量元素V、B，根據Potter圖解，屬淡水相（圖3—15）。
該層序砂岩粒度分析數據表明，樣品既有單峰，又有雙峰，多峰（圖3—16、3—17）。砂丘、成熟海灘、下遊河道為單峰；粗粒河道砂、河口壩、波浪帶為雙峰；標准偏差（分選系數）大；既有正偏，也有負偏（多數河流顯示為正偏，海灘趨於對稱，負偏或稍有正偏）；峰度高（高峰度說明沉積物的早期沉積環境分選能力很強，而在有少量外來物質加入後，其環境的分選改造能力弱）。
據薩胡經驗判別公式：
Y=0.2825X-8.7604a2-4.8932S+0.0482K
（其中X為平均值；a為標准偏差；S為偏度；K為峰度。）
Y＞-0.74190為淺海環境；
Y＜-0.74190為河流（三角洲）環境。
圖3—14石炭系四石廠組內沉積旋迴
圖3—15開派茲雷克剖面上石炭統底部微量元素V、B投在Patter圖解的淡水區
圖3—16四石廠組砂岩粒分析（PC004-R10）單嶂、負偏
圖3—17四石廠組砂岩粒度分析（PC002-4）雙峰、正偏
樣品中Y值全部大於﹣0.74190。在顯微鏡下，顆粒磨圓較好，分選不好，大小混雜，岩屑佔有一定比例。
從這些特徵，我們可以判斷這些旋迴形成於濱海或海岸平原環境，而碎屑沉積物由河流供應。碎屑物在沉積之後，兼具了河流和海洋的特徵。沉積作用可能發生在河道中，沉積物的側向遷移形成槽狀或板狀交錯層理，海水、潮汐的作用比較弱，因而沒有雙向交錯層理，粒度分析中也沒有發現兩段跳躍組分。側向遷移造成砂岩厚度不穩定，呈透鏡體形式。顯示出一個總的向上變細的趨勢，代表著沉積水體逐漸加深過程，屬於海進體系域沉積。
該層序中高水位體系域不很發育（很薄），它可能與可容納空間變化引起的強烈沖刷，使得高水位期沉積物不易保存有關。可容納空間的變化引起侵蝕基準面的調整。從水體向陸地，侵蝕基準面與河流平衡剖面基本重合。河流的侵蝕（下蝕、側蝕）與沉積是受河流的侵蝕基準面控制的，而一般河流注入的水體面可作為下蝕作用的極限—侵蝕基準面。基準面的調整在盆緣是灣線（bayline，河流環境和近海、湖三角洲環境的分界線），而不是濱線（Shoreline，近海、湖三角洲環境和海洋、湖面環境的分界線。據H.W.Posamentier,1988），即調整到岸線三角洲。
下蝕和側蝕共同降低河床的坡降和河流的活力。河流的總趨勢是準平原化，當河床的坡降逐漸減小，河流的活力僅能克服其負載時，河流的下蝕作用和堆積作用將達到平衡狀態，此時河流的縱剖面稱為河流的平衡剖面。由於各種自然因素是經常變化的，河流的地質作用是難以達到動態平衡的，因而平衡剖面只是一個理想剖面。在理想狀態下，河流平衡剖面的形態是一條下坳的圓滑曲線。現代許多大河的縱剖面與此接近。若河流的侵蝕基準面下降時，下切作用和向源侵蝕作用將會加強，結果是使河谷深切作用向源頭方向伸長；而當侵蝕基準面上升時，會引起基準面以上河段發生回水，直接減弱河流的下蝕作用，甚至轉變為以沉積作用為主。
河流相沉積在地史中保存的概率是比較低的，但能保存下來的則說明可容納空間的存在，即因可容納空間增大，侵蝕基準面抬升，原先的侵蝕區變為沉積區，沉積下來的地層因可容納空間的存在和增大而保存下來。當可容納空間減小時，侵蝕面向下調整，下伏地層就要受到剝蝕，處於最大海進期的岸線附近的高水位期沉積，在可容納空間不能繼續增長時，是很難保存下來的。這是該剖面碎屑岩層序中普遍缺失高水位體系域的原因。
3.2.2.3上部碳酸鹽岩層序
上部碳酸鹽岩層段從第13—22層，包括兩個層序，此處以下面一個層序為例來討論。
1.層序底界
從第13層向上為下二疊統的康克林組，底部為含礫粗砂岩，與下伏層序界線截然，且有沖刷現象。
2.水進體系域
從第13層向上，由底部的含礫粗砂岩，到深灰色中—厚層狀生物泥—泥粒灰岩（單層厚30—100cm），層厚穩定，延伸遠，含有大量生物化石，主要以蜓為主，伴有腕足、有孔蟲、苔蘚類，特別是到第14層的深灰色薄—中層狀的粒泥灰岩（單層厚10—50cm），生物化石異常豐富，含量可達70%，生物個體大，
在該體系域內准層序的界面——水泛面不明顯，從下向上岩層層厚有所減小，有機碳、微量元素含量增大，化石逐漸增多，且個體由小增大，說明水深隨可容納空間而增大，水動力減弱（浪基面以下），但仍在透光帶內，能為生物提供豐富的食物，生物死後殼體沒有破碎而得以保存。退積特徵不明顯，岩相、岩性沒有大的改變，說明可容納空間的增長速率是不大的。
3.高水位體系域
由於可容納空間增長速率的降低，水泛面的特徵更加不明顯。第15層深灰色薄—中層狀生物灰泥—粒泥灰岩，層厚5—15cm，底部較薄，含有泥質，黃鐵礦。第16層深灰色中層狀含生物屑灰泥—粒泥灰岩，單層厚10—20cm，中間夾有一小生物丘（圖3—18），底部長65cm，高30cm，切片後為珊瑚。第17層深灰色中層狀生物粒泥—泥粒灰岩，層厚一般15—20cm。第18層灰色厚層狀生物屑泥粒—顆粒灰岩，層厚一般50—70cm。在每一層的頂部有—薄層（約10cm）的深灰色鈣質泥岩，可作為水泛面的開始。
從下向上，岩性由粒泥灰岩變為泥粒、顆粒灰岩，層厚增加，顏色變淺，第15層向上，
圖3—18康克林組內的生物丘
4.層序的頂界面
從第19層灰色含砂屑灰泥—粒泥灰岩（單層厚10—20cm）出現，標志水體再次隨可容納空間增大而變深，至第20層生物化石又一次富集。可容納空間變化速率的改變，標志著上一個周期的結束，下一個周期的開始。因此把第18層的頂面作為層序的頂界面。
5.密集段
從上述分析可以看出，可容納空間的增長速率相對比較小，岩相、岩性特徵沒有大的變化，因此密集段不如奧陶紀剖面典型。
第14層生物化石（有孔蟲、
⑧ 志留紀的生物介紹
就無脊椎動物而言，志留紀有許多獨特之處。最常見的化石包括筆石、腕足類、珊瑚等 。筆石以單筆石類為主,如單筆石(Monoraptus)、弓筆石(Cyrtoraptus)、鋸筆石(Pristioraptus)和耙筆石(Rastrites)等,它們是志留紀海洋漂浮生態域中最引人注目的一類生物。早期並有自奧陶紀上延的雙筆石類的代表，如雙筆石(Di-ploraptus)和柵筆石(Climacoraptus)等。筆石分布廣，演化快，同一物種可以在世界上許多洲發現。根據筆石演化的階段特徵及特殊類型的地質歷程，在地層對比中有獨特的價值。志留紀分統分階的界線確定主要依賴於筆石帶。
腕足動物的數量相當多，在淺海平底底棲生物中常佔有絕對優勢。所以，志留紀時代被譽為腕足類的壯年期。通常個體較大、鉸合線短、發育匙形台和腕器官的五房貝族是最具特徵的一類代表，它們始見於晚奧陶世，到志留紀達於鼎盛。具腕螺、鉸合線較長的石燕族，始見於志留紀最早期，它的起源至今還是個謎。具腕螺、鉸合線短的無洞貝族和無窗貝族自奧陶紀延續上來之後，一直穩定發展。在奧陶紀達於極盛的正形貝和扭月貝兩大族，到志留紀明顯衰落。
珊瑚和層孔蟲也是志留紀較繁盛的兩個門類，常見於生物礁、生物丘和生物層中。志留紀的珊瑚包括四射珊瑚、床板珊瑚和日射珊瑚，數量和屬種類型繁多，至泥盆紀達於鼎盛。層孔蟲的最盛期也在泥盆紀，所以志留紀是它們的准備期。這些生物都是今日海洋中早已滅絕了的，它們營固著底棲的生活方式，所以在地理分布上有明顯的區域性，但其幼蟲階段可以浮游，又使其有可能廣泛分布在合適的環境中。
腹足類和雙殼類到志留紀仍繼續緩緩地發展。它們在整個古生代，無論在豐度還是分異度上，都不如腕足類。腹足類和雙殼類在今日海洋中占著優勢，所以研究它們的生態及其生活環境，對於認識遠古時期的這兩個門類有重要的意義。
與奧陶紀相比，志留紀頭足類中的鸚鵡螺明顯減少，如奧陶紀常見的內角石類至志留紀時絕滅了，沒有新的大類在志留紀中出現。中國南方下志留統頂部的秀山組盛產以四川角石(Sichunocers)為代表的鸚鵡螺化石，但無論在數量上還是分異度上，都不及奧陶紀。
海百合類是志留紀發育最成功的一種棘皮動物，在中國蘭多維利世地層中常見的花瓣海百合(Petlocrin-us)和螺旋海百合(Spirocrinus)都是常見代表。它們的個體形狀，與現代海洋中的相比，差別很大。志留紀海林檎的生活方式與現代的比較相似。
在節肢動物中，曾稱霸於寒武紀的三葉蟲，經過奧陶紀一度繁盛之後，到志留紀明顯衰落。在局部地區和層段，地方性分子仍常見，並具有重要的地層對比意義。中國華南常見的王冠蟲(Coronocephlus)、霸王蟲(Se-nticucullus)等就是例證。介形蟲與三葉蟲相比，遠處於劣勢，但局部可以相當豐富。在蘭多維利世晚期到普里道利世，介形蟲還是有用的標准化石。板足鱟類(Eu-rypterids)是志留紀無脊椎動物中最重要的食肉類代表。它們能游泳。初現 於奧陶紀，它們最強烈的生態沖擊是在志留紀和泥盆紀。與頭足類中的菊石族不同，板足鱟類不僅見於海洋中，也到半鹹水甚至淡水中生活。
牙形石在志留紀仍穩定發展它演化快、分布廣,成為繼筆石之後，對比志留紀地層的又一重要的化石。幾丁蟲(Chitinozo)在某些類型的沉積中也相當豐富，它個體很小，呈黑色，狀如瓶頸、棍棒或小球。它的地層意義亦在增長。 志留紀的魚化石是保存好而可靠的最早魚類記錄，但比較原始，數量不多。中國志留紀的魚化石相對地較多，最早的代表見於蘭多維利世的晚期。
志留紀地層中具有最早的陸生植物化石記錄。志留紀後期出現大面積海退，半陸生的裸蕨類植物進一步繁育。
⑨ （三）生物礁
生物礁（reef）是一種特殊的碳酸鹽沉積地質體。生物礁主要產於碳酸鹽台地內部和台地邊緣等沉積環境。現代海洋中生物礁和古代地層中的生物礁分布極為普遍，尤其是在全球造礁期形成的生物礁，如泥盆紀生物礁、二疊紀生物礁和三疊紀生物礁等廣泛分布於世界各地。國內外地質學家、沉積學家和石油地質工作者通過多年研究已經發現，生物礁為許多金屬層控礦床和油氣資源的富集地之一，因此，研究生物礁無論是對於沉積學理論發展還是對於國民經濟建設，都具有重要意義。
1.生物礁的概念
按照生態和地層特徵，生物礁可劃分為生態礁和地層礁。生態礁是指由造礁生物組成的、堅固的、具有抗浪能力的碳酸鹽構造，具有明顯的突起地貌。生態礁必須要有能夠構成堅硬骨架的造礁生物在海底原地固著生長、築成具有抗浪性能的突起構造。但是，在古代地層中，往往很難看到像現代珊瑚礁那樣的具有明顯的造礁骨架，而只能看到殘留下來的造礁生物原地生長的痕跡。因此布萊特等（1973）提出了地層礁、生物岩隆（builp）和生物泥丘（mound）等概念。地層礁不強調生物造架的作用，而只要有生物的參與，能夠提供骨屑成分，生物礁厚度比同期沉積物大，外部形態呈凸起或丘狀。
由此可以認為生態礁的概念是基於對現代海洋生物礁沉積研究所得出的一種狹義的生物礁；而地層礁則是基於對古代地層中的生物礁沉積研究所得出的一種廣義的生物礁。一個完整的生物礁應包括：
生物礁必須具有造礁生物形成的生物骨架，原地生長痕跡明顯，而非異地生物堆積而成；
生物礁生長部位應位於波浪作用帶，並且具有一定的抗風浪能力；
生物礁具有水下隆起地貌，沉積厚度比相鄰地區要大；
生物礁不一定要發育完整的造礁生物骨架，但必須有造礁生物的原地生長痕跡；
生物礁一定是生物成因。其他非生物成因的碳酸鹽隆起與生物礁有本質區別。
與生物礁概念類似的還有生物丘、生物層、生物灘和生物礁灘等。
生物丘類似於生物礁，只是某些造礁生物的骨架堅固程度差，造成生物丘的抗風浪能力差，造礁生物各個個體之間發育充填較多的低能環境的碳酸鹽灰泥，反映生物丘環境形成的水動力能量屬中等偏低，如藍綠藻生物丘、海綿生物丘、珊瑚生物丘等。
生物層與生物礁和生物丘概念有本質區別。生物層是指造礁生物之外的其他生物堆積在一起，雖然生物形態保持完整，也有原地生長痕跡，甚至是具有隆起地貌形態，如腕足生物層、有孔蟲生物層、苔蘚蟲生物層等，但由於生物層缺乏造礁生物及其骨架，因此，不屬於生物礁。
生物灘是指生物碎屑的雜亂堆積體。生物灘中的生物可以是造礁生物，也可以是非造礁生物。生物碎屑可以是原地生物被波浪水動力粉碎，也可以是異地搬運而來。生物灘中的生物碎屑含量一般大於50%，生物碎屑之間的填隙物可以是泥晶灰泥，也可以是亮晶方解石膠結，這主要取決於沉積時的水動力能量。生物灘的最大特徵是生物呈碎屑狀產出，生物無原地生長痕跡。
生物礁灘屬於生物礁與生物灘的過渡類型，經常發育於生物礁的頂部或礁坪地帶。生物礁灘的成因主要為風暴浪將原有的生物礁或正在生長的生物礁徹底打碎，經水動力搬運後重新堆積而成。與生物灘不同，生物礁灘中的生物主要為造礁生物，也見附礁生物，如有孔蟲、苔蘚蟲、介殼生物等。
2.生物礁的類型
1）按形態可劃分為點礁、丘狀礁、寶塔礁、馬蹄形礁、環礁、小環礁和層狀礁
點礁也稱斑點礁或補丁礁。礁體呈圓形或不規則狀，是在潟湖或濱外海底較小隆起上形成的孤立的小礁體。現代海中點礁主要發育在陸棚上，位於浪基面以上而止於海平面。
丘狀礁呈孤立的近於圓形的、浪基面以下的較深水碳酸鹽堆積體。他和寶塔礁都是指陸棚邊緣或盆地內的單個岩壁。
寶塔礁為向上變小的錐狀礁體。因成礁期海底持續下降而形成，多出現在深水帶。
馬蹄形礁多分布於開闊海盆中，向風一側礁體發育，背風一側不發育，礁體凸面迎風。
環礁的礁體圍繞海底比較大的隆起的邊緣生長，連接成環狀，中心部分凹下成潟湖。它出現在濱外廣海中。
小環礁位於障壁島（礁）的向陸一側，是一種環狀的生物堆積，中心的潟湖很淺。
層狀礁的分布面積很大，位於碳酸鹽台地上，相當於前述之生物層礁。
2）按生成的位置劃分為岸礁和堤礁
岸礁緊靠海岸生長，平頂，向海一側的斜坡陡，有由礁體破碎物組成的崩塌堆積。多生於陡峭的海岸上，呈曲線狀，在岸礁的向陸一側有時有一平底水道。此水道很寬時則稱之為為堤礁。
堤礁也稱堡礁或障壁礁。生長於緩平的濱海帶，其分布平行於岸線而距他有一距離，中間隔以潟湖。有時有幾排堤礁出現。現代最大的堤礁在澳大利亞東北岸，長2000km，古代已知最大的堤礁是美國新墨西哥州東南部與得克薩斯州西部的二疊紀的「船長礁」，厚400m以上，長達640km以上。
3.生物礁的岩性特徵
前人的石灰岩分類中均單獨劃分出生物礁岩石，例如原地礁岩、生物岩等。恩布里和克洛文（1972）把礁石灰岩的岩性細分為三類：
1）骨架岩
骨架岩（framestone）即生物骨架灰岩，原地塊狀化石構成堅固骨架，基質（灰泥）、膠結物及孔隙充填了骨架間的空間，亦即直立的堅硬的生物形體組成。
2）障積岩
障積岩（bafflestone）即障積灰岩或生物捕集灰岩。沉積物含豐富的莖狀（枝狀）化石遺體，成為基質堆積的一種障壁。亦即由於有這種對波浪的障壁，才使細的灰泥得以沉積下來。因此，在這種岩石中，基質的數量是重要的。
3）黏結岩
黏結岩（bindstone）即生物黏結灰岩，他是通過生物的黏結作用而形成的。當生物分泌有機質時，通過生物化學作用而使海水中碳酸鈣沉澱在生物體的周圍，因之可以看到在生物遺骸的周圍充填的是含有機質的纖狀方解石，或泥晶包殼（泥晶套）；有時只見到生物遺體周圍充填了均勻的泥晶方解石（灰泥），有或無有機質浸染。這類岩石的特點是沒有連生硬體的生物支架。
上述三種造礁岩石的結構反映了造礁生物的三種抗浪的作用方式或成礁方式，即：骨架式、障積式及黏結式。任何古代礁和現代礁的生成方式可能不外此三種。例如加拿大上泥盆統生物礁自下而上分為三個帶，反映了礁在不同發育階段的不同成礁（抗浪）方式（圖5-24）。四川龍門山前上三疊統生物礁屬於黏結-障積式，其中，海綿起了障積作用，藍綠藻捕捉灰泥，起了黏結作用。現代礁常可看到完整的骨架。古代礁一般看不到完整的骨架，或只見局部的骨架相連，這可能是由於成岩後生變化所破壞，或者某些古代礁可能根本就沒有骨架。他可能是通過黏結式、障積式、黏結-障積式的成礁（抗浪）作用而建築起來的。
圖5-24 加拿大上泥盆統生物礁岩相分布特徵
（據劉寶珺，1985）
4.生物礁相的劃分
生物礁相可劃分為礁核、礁翼、礁前（後），以及基底、礁間沉積和蓋層六類。
礁核（reef core）為礁的核心能抵抗波浪作用的部分，原地生成的岩石塊體，位於造礁生物造成的生長支架以內。在礁核內除了造架生物以外，還有附屬生物。生物保留於原地生長的狀態，此外還捕集了大量的灰泥物質。通常礁核只佔礁體的10%～30%。
礁翼（reef flank）為礁核的周圍與礁核呈指狀交接並局部覆於礁核之上的礁體一部分。它可占礁體的70%～90%，岩性主要是礁核崩塌下來的碎屑和灰泥。
礁前和礁後（reef front and backreef）為線狀礁向海一側的礁翼即礁前，向陸一側的礁翼即礁後。礁前帶坡度陡峻，而形成崩塌堆積物如角礫岩，以及部分砂級細碎屑岩。礁後帶坡度緩，水動力弱，沉積物主要是來自礁核的碎屑，以及分選好的內碎屑、鮞粒和球粒。丘狀礁體的礁翼沉積均具礁前性質，而無礁後性質的沉積物。
基底（basement）因礁的生長基底大都是海底的凸起地形，比較穩固的地方，如碳酸鹽台地上的濱、丘、海底火山頂，上升的鹽丘頂、沙洲、砂壩等。
礁間沉積（inter-reef deposit）為礁體之間與礁同期的沉積物，它可以是碳酸鹽岩或者是陸源岩石。因礁體的堆積速度快，厚度大，故與礁間沉積為指狀交接的界限。
蓋層（caprock）屬礁頂之上的地層，代表礁發育終止後的沉積環境，如礁蓋層為深水盆地沉積，則說明礁形成後，地殼是下沉的。如礁蓋層為蒸發岩，則指明地殼上升。
5.生物礁沉積相的判別標志
1）原生標志
造礁生物原地生長加積特徵明顯，大多數的礁都能發現造礁生物，而且大都起了造架作用，亦即在礁核部位能發現造礁生物原地生長的痕跡。必須是造礁生物在原地生長加積，而不是海流、波浪等物理營力搬運堆積形成的。所在造礁生物的共同生態特徵是具有原地生長和抗浪性，他們應是群體底棲固著生長的（否則只能成為介殼灘）。生物礁中造礁生物的數量一般認為在30%～50%即可能造礁，但他們分布不均勻，局部甚至只達20%。
生物礁的三種岩石特徵明顯，礁核是原地堆積的生物成因的碳酸鹽岩和其他的化學沉澱的沉積岩，極少為碎屑岩。在露頭上他與礁翼岩石有明顯的分界線。礁核常見骨架岩、障積岩和黏結岩三種。
礁翼（有的是礁前）是礁核的塌積物，與非礁的塌積物的區別是碎屑來自礁核，與礁核岩性相同。礁後沉積物包括中低能潮坪的內碎屑、包粒、球粒、灰泥，以及來自礁核的生物碎屑、礫屑和砂屑等。
結構構造如生物連生骨架構造，與重力相反的紋理（如藍綠藻所造成的疊層狀紋理）；生物原地生長的構造標志：示底構造、塊狀（無層理）構造、原生海綿狀孔洞、塌積物的原始傾斜層理及角礫狀結構，以及廣泛發育的貝殼結構等。
礁一般具有古地貌隆起，岩體垂直幅度比圍岩的大，與圍岩的界限可以是楔形指狀交接、漸變或端面接觸。
生物礁自下而上三層結構相序明顯，由於礁的發育階段一定，故其層序也一定，自下而上為生長基底、生物礁和礁蓋層。生長基底可能是灘、泥丘、砂壩等隆起地形；礁蓋層可能是深海泥灰岩、頁岩，海退的蒸發岩、大陸砂泥岩或侵蝕間斷、無蓋層等。
2）次生標志
次生標志主要為廣泛發育皮殼狀或結殼狀結構，其次為生物礁體岩性多孔，可促使溶液流動，因之礁容易遭受溶解作用、重結晶作用、白雲岩化、石膏化及硅化等成岩後生變化，並產生大量次生孔隙。
⑩ 疊層石的環境解釋
（一）現代和前寒武紀的差別
現在是解釋過去的鑰匙，利用現代沉積物來解釋類似的古代沉積岩，採用現實主義原則是沉積學領域一個重要的手段。但是，現代與前寒武紀時間間隔大，沉積作用之間必有著重大的區別：
（1）前寒武紀沒有無脊椎動物的捕食和鑽孔，因而前寒武紀藻疊層石生長環境不會像現代僅限於宏觀動物難以生存的高鹽分或其它惡劣環境（Walter,1976）。潮下帶成為藻類生活和活動的有利地區。
（2）前寒武紀藻類以藍綠藻為主，在楊庄期－霧迷山期（14—12億年前）雖出現真核藻類，但仍以原核藻類為主。非鈣質藻與後來的鈣質紅藻對疊層石的形成發育效果是不同的。
（3）前寒武紀末期氧含量才迅速增加（Gebepein,1969），前寒武紀氧含量低而二氧化碳含量相對高，從而有利於藍綠藻的光合作用和發育，同時還原環境（缺氧環境）有利於疊層石的保存而不致於被氧化破壞。
（4）前寒武紀海水的成分和pH值可能跟現代有差別。根據硅質沉積物的推測，早前寒武紀的海水中pH值比現代高。疊層石的膠結作用正常地進行於前寒武紀海水中，但這一現象在古生代中斷（Gebelein,1969）。膠結作用越早越有利於疊層石的生長與保存。
（5）在燕山西段及鄰區，霧迷山期和楊庄期屬陸表海環境，海底平坦而穩定，有利於碳酸鹽岩和疊層石的形成。因此，在相差極遠的時代應用現實主義原則時應小心謹慎。環境和時代的不同可能導致疊層石產出狀態的差異。不能套用現代環境模式去解釋古代疊層石成因。
（二）疊層石的環境解釋
現代疊層石多見於潮間和潮下帶，潮下帶也有。現代潮下帶疊層石產地有：Bermuda(Gebelein,1969),Bahamas(Neumnn et al.,1970),Hamelin Pool(Playford and Cockn, 1976,in Walter,1976）。潮下帶的生物群落似乎由比潮間帶同類少並傾向於復雜和較高級的特定種屬組成；但在早前寒武紀，較穩定的潮下環境經潮間環境更易導致疊層石的生長和發育（Awramik,1976,in Walter,1976）。以前認為Shark灣 Hamelin Pool疊層石僅存在於潮間帶，但後來發現至少在水下3.5m處存在疊層石，並且有些潮下疊層石平行風向定向。在百慕大很清的水體中，藻席見於水深50m的礁前斜坡上，大量生長最迅速處通常小於10m。在巴哈馬安德羅斯島，海岸的最上部（即潮上帶）最不適應藻席沉積的發育，主要疊層石沉積起始於中海岸線帶，向下越來越發育，向低水位線方向形態由不規則穹狀至頂平穹狀，而柱狀疊層石僅能形成於水下並於適當的深度，核形石是低能產物（Monty,1972,in Bhattacharyya and Friedman,1983）。然而，Gebelein(1969）認為巴哈馬台地Joulters Cays的核形石形成於與疊層石類似的環境，不同的是核形石有較大的周期性紊流存在，核形石存在的最大水深是小於1m處。同時他還提出，疊層石（狹義的）和層紋石需有一個穩定的基底，在高能的砂質海岸，其沖刷作用和沉積物運動連續不斷，完全缺乏疊層石和層紋石。潮上帶僅在風暴期間有水，沉積物薄，風暴過後藻類生長可能產生紋層，但乾裂翹曲被沖走，因而真正的潮上環境並不具典型的紋層狀沉積（Walter, 1976）。
S.N.西里比亞科夫和M.A.西米哈托夫（1974，參見沙慶安等，1983）通過對里菲疊層石和現代疊層石的對比研究，認為前寒武紀的疊層石大多數是在潮下帶形成的，到顯生宙由於捕食運動和鑽孔動物的發展，造疊層石的藻類才被趕到特殊的生態環境里，疊層石的種類和數量也相應減少，致使潮間帶疊層石才日益占據重要地位。Serebryakov(1976,in Walter,1976）並認為西伯利亞Omakhta Suite沉積韻律中（里菲期）的柱狀疊層石被層狀疊層石取代可能與盆地逐漸變深有關。Awramik(1976,in Walter,1976）認為加拿大Gunflint疊層石形成於潮下帶，常有攪動作用，水體富含硅質，環境影響微生物的同時也影響了疊層石的形態。錐柱狀疊層石與波痕、交錯層理、層內礫屑岩、鮞粒等高能構造共生，反映其沉積時水體動盪（Donaldson,1976,in Walter,1976;Swett和Knoll, 1985）。Collinson和Thompson(1982）認為含不連續同心紋層的核形石是在安靜條件下藻類粘結沉積物而成，偶而有高能事件將核形石旋轉並在另一側生長。他們還提出前寒武紀疊層石形成的必要條件僅僅是有水有陽光。Grey and Thorne(1985）將西澳大利亞Duke Creek白雲石（200Ma）的柱狀疊層石解釋為瀉湖-潮下環境，紋層狀疊層石為潮間環境。趙澄林等（1977,1979）提出由潮下向潮上帶疊層石的形態依次為層狀—波狀—錐、柱狀—波狀—層狀，反映環境能量由低—高—低，波基面以下的潮下低能帶，由於水體較深，光合作用弱，藻疊層不發育。
對比前人對現代和古代疊層石的描述和解釋，可以認為燕山西段霧迷山組和楊庄組疊層石主要是潮下帶的產物，潮間帶少量存在。當時本區處於一個相對穩定的陸表海環境，無捕食動物和鑽孔運動的存在，安靜舒適的潮下帶是藻類生活的主要場所。潮間帶由於時而暴露大氣中缺少水分，當時的藍綠藻可能最多是剛剛適應這種時而缺水的條件，因而不會很繁盛，疊層石的豐度也相應地少，而且潮間帶水體動盪不利於疊層石的形成和保存（僅能存在於受保護的潮間環境）。潮上帶只有在風暴期間覆蓋一層海水，長期處於乾燥的條件下，藍綠藻只有在風暴期間覆蓋一層海水，長期處於乾燥的條件下，藍綠藻自然很難生存，而且當時的藍綠藻很難說已經適應了淡水條件；此外，潮上帶的薄層沉積物（即使能形成一些疊層石）乾裂收縮後又會被下次風暴攜帶走，從而潮上帶很少有藻類沉積保存。
層狀—波狀—錐柱狀疊層石之間的形態差別可能是環境因素引起的，並反映水體能量由弱變強（Hoffman,1976,in Walter,1976；趙澄林等，1977,1979），因為它們的顯微結構有時是一致的，很難是單一由生物因素控制。層狀疊層石屬最低能的環境（與波狀、錐柱狀比較），主要發育在波基面之下的較低能環境，以層狀生物丘形式存在，紋層較密集，有機質較富集，色暗，為密紋層疊層石。層狀疊層石也可見於受保護的潮間環境，特徵是具乾裂收縮縫，色淺，紋層不規則，為普通紋層疊層石，還可見鳥眼構造和球泡顯微結構。錐柱狀疊層石則是高能環境的產物（Donaldson,1976,in Walter,1976;Swett和Knoll,1985），位於潮下帶的上部或部分潮間帶環境。所見的錐、柱狀疊層石絕大多數是無壁的，疊層石柱體在成分、顏色方面與圍岩一致，很可能反映是屬於水下種屬，即為潮下帶產物。而有壁的錐、柱狀疊層石則可能是潮間的產物，壁的形成可能和早期乾裂收縮有關。波狀疊層石介於層狀和錐柱狀之間，常為層狀-錐柱狀韻律的中間產物，所處的環境也自然處於層狀和錐柱狀之間，特徵更傾向於類似層狀疊層石。
核形石和凝塊石常和其它疊層石共生在一起，甚至多數錐柱狀疊層石和少數層紋石的基本紋層是由拉長定向的核形石和/或凝塊石組成的，反映核形石和凝塊石的生成環境和其它疊層石相鄰。核形石經常被膠結成藻葡萄石，是安靜環境下的產物（Collinson and Thompson,1982）；花紋石（凝塊石）無任何水動力改造特徵，因此可以認為它們都是低能條件下的產物，可能是潮間瀉湖、水下凹地（如藻生物丘之間、廢棄潮汐溝道等）等局部低能環境，在有強水動力條件改造尚未固結的核形石和凝塊石時，很可能形成錐狀、柱狀、層狀和波狀疊層石，並充填在有壁疊層石的柱體之間。核形石和凝塊石同時見於一種環境中，甚至同時存在於同一薄片中，產生如此同一環境而不同特徵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）的提到的那樣，環境影響微生物的同時也影響了疊層石的形態。根據以上討論可得出疊層石種類與環境之間的關系圖（圖4—2）。
圖4—2疊層石種類與環境間的關系