生物丘
① 现代礁和礁环境
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）。
② 生物礁和生物丘
（一）生物礁
1.概念
人们通常把生物礁理解为由造礁生物原地生长建造的水下抗浪凸起，这个概念包括三个含义：①主要由造礁生物组成格架；②具有原地生长的痕迹，而不是异地来源；③在形态上是一个厚度大于周围地层的上凸的透镜状。
陆棚坡折带是生物礁生长的有利地带。因为这里面临开阔海域，风浪强烈、营养丰富、水体洁净，有利于生物的生长。地壳的稳定下沉是生物礁连续大规模生长的有利背景条件。
生物礁在古代地层中分布广泛，但是由于受到生物演化的控制，主要集中分布于泥盆纪、二叠纪、三叠纪和白垩纪。世界上许多高产的碳酸盐岩大油田多与生物礁有关，同时，生物礁又是多金属硫化物矿床的宿主岩。
2.现代礁的类型与环境分带
（1）现代礁的类型
根据礁的形成和礁与海岸的关系，可以把礁分为岸礁（裙礁）、堡礁、环礁和滩礁。
岸礁 从海岸向海方向生长的礁。由于这些礁沿陆地或岛屿边缘分布，好像镶上了一个裙边，所以又称裙礁。
堡礁 离岸有一定的距离，常呈带状平行海岸分布。堡礁与海岸之间受保护的水域称为礁后潟湖。
环礁 位于海中的环形的或不规则断续环形的礁，其中间没有陆地，而是一个潟湖。
滩礁 在滩的基础上发育起来的珊瑚礁。
（2）现代礁的环境分带
礁的环境具有明显的分带性：①礁前是礁的向海前缘部分，即从礁坪生长的迎风边缘直到珊瑚生长的极限，此带常堆积大小不等的礁碎屑（通常称礁前角砾）。②礁坪是礁的主体，地形平坦，低潮时可以露出水面，其上生长有各种造礁生物及附礁生物。③礁后是礁体向岸或向潟湖方向的部分，通常为低能环境，主要堆积细颗粒和灰泥。
3.古代礁的相标志
对于古代的生物礁，可以根据岩性的、生物的及地层的关系加以识别。
（1）礁灰岩的类型
礁灰岩按成因类型划分为原地礁灰岩和异地礁灰岩两类。原地礁灰岩包括骨架灰岩、黏结灰岩和障积灰岩。异地礁灰岩主要是指礁破碎的沉积产物，分为礁角砾岩和基质支撑的漂浮状灰岩。
骨架灰岩 由原地生长的生物格架和充填于其间的胶结物、基质及碎屑组成，原生孔隙发育。构成格架的主要化石有四射珊瑚、床板珊瑚、六射珊瑚、块状或半球状层孔虫、厚壳蛤、红藻、古杯动物、腕足动物和苔藓动物等。
黏结灰岩 由大量灰泥或藻黏结板状—层状生物而成，其本身并无支撑格架。主要化石为板状层孔虫、苔藓虫、海绵和藻类等。
障积灰岩 岩石中有大量枝状或节状生物骨骼，它们对灰泥和粉屑等杂基组分起障积（或捕捉）作用。杂基数量较大。主要化石类型为藻类、棘皮类、树枝状珊瑚、海绵和苔藓虫等。
（2）结构及构造特征
连生格架结构 岩石中保存的能抗击波浪的连生格架结构为块状的、半球状的和介壳状的生物骨骼。
原生海绵状孔隙和玛瑙纹状栉壳 礁体中的原生孔隙很发育，后经溶蚀改造，被不同时代的碳酸盐充填，栉壳状方解石由壁向内呈多期玛瑙纹状排列。
示顶底构造 包括生物成因的叠层状反重力构造和孔隙中的渗流粉砂。
块状及斑杂状构造 因造礁生物的生态及共生组合复杂，造成灰岩结构与构造的不均一性。
包裹缠绕构造 黏结包壳生态是礁灰岩的常见组构，如我国泥盆纪、二叠纪生物礁中常见层孔虫与剌毛虫相互缠绕以及蓝绿藻在红藻丛外包壳等。
（3）生物的多样性和生态特征
造礁生物在各个时代是不同的，前寒武纪主要为藻类；奥陶—志留纪主要为层孔虫、床板珊瑚，其次有四射珊瑚、苔藓虫、钙藻等；泥盆纪主要为层孔虫、床板珊瑚、四射珊瑚，其次为钙藻和苔藓虫；二叠纪为苔藓虫（隐口目）、藻类、海绵、水螅、珊瑚；三叠纪为钙藻和六射珊瑚、海绵；侏罗纪为钙藻、珊瑚、苔藓虫、厚壳蛤、有孔虫；古近纪为珊瑚及藻类；新近纪为藻类、珊瑚及唇口目苔藓虫；第四纪至今为六射珊瑚和钙藻、有孔虫、苔藓虫、牡蛎及其他软体动物等。
（4）地层接触关系
生物礁的向上生长幅度比同期的其他沉积物要大得多，而且礁的发育与演化过程又经常是兴旺与衰退相间交替出现，因此，在礁体翼部，同期而不同相的地层常与礁灰岩呈指状交错，显示了礁体的穿时性。
4.生物礁相模式
（1）相的分带
古代的生物礁通常被划分为礁核、礁翼及礁间三种相。
礁核相 礁的主体，由骨架灰岩组成，沉积体形态呈透镜状。
礁翼相 与礁核呈指状交错过渡的礁体部分。它在礁体中所占比例较大，主要由礁核破碎的碎屑和灰泥组成。礁前在向海一侧，岩石类型主要为礁角砾岩、漂浮砾灰岩等；礁后在向陆一侧，主要为生物屑、内碎屑和球粒等组成的砂屑灰岩。
礁间相 礁体之间的同期潮下潟湖沉积物。其情况较为复杂，可以是含陆源物的，也可以是纯碳酸盐岩的。
（2）沉积序列
多数情况下可以辨认出四个独立的演化阶段。①定殖阶段：为礁体发育的初始阶段。该期的沉积物为富含生物碎片的灰泥岩，生物类型主要为棘皮类、苔藓和腕足类等。②拓殖阶段：造礁生物初期繁殖，种属较单一，呈丛状或枝状形态，其间生长有介壳生物。典型岩石为障积灰岩，其中灰泥基质多，层状孔洞发育，沉积一般较薄。③泛殖阶段：为礁体形成的关键阶段。造礁生物种属繁多，生态各异，礁体向上生长显著，形成强壮的抗浪格架。主要岩石类型为骨架灰岩和黏结灰岩。④统殖阶段：因生长环境突变，造礁生物只有一种生长习性，如呈介壳状或层纹状。岩石以生物种属单调的黏结灰岩为主，也可见骨架灰岩。
以上四个阶段是礁的一种理想发育旋回，在实际地层中并不多见，通常为不完整旋回的反复叠置。
5.生物礁的识别标志
古代的生物礁可以通过岩性、沉积序列、岩体形态、相的关系以及古地理或构造背景的分析加以鉴别。
1）岩性：具有原地生长的骨架灰岩和黏结灰岩，无流水构造。生物化石含量可达10%～20%。
2）沉积序列：显示有明显的阶段性，可以用生物礁的演化阶段加以解释。
3）岩体形态：礁灰岩的剖面呈上凸状的透镜体。
4）相变关系：礁体在侧向上具有清晰的分带性，礁前角砾岩和礁后潟湖或潮坪沉积与之呈指状交错产出。
5）古地理位置：巨大的礁体多发育在台地边缘或者深盆地的边缘。
我国贵州西南部上二叠统的碳酸盐地层中有发育良好的生物礁。
（二）生物丘
1.概念
在陆棚边缘常见一种碳酸盐沉积物堆积体，它们一般多呈圆形、椭圆形或不规则状的高出周围海底的正地形，主要由大量灰泥及少量（常小于20%）的原地埋藏生物骨骸（一般为海百合等有柄棘皮类、叶状藻、窗格苔藓虫等）所组成，内部无明显的层理构造，在地层中多呈巨大的透镜状体或透镜状夹层出现。这种碳酸盐块体虽具有丘状外形，但却不同于生物礁。主要表现在：①缺乏大型造礁生物，没有礁相中特征的骨架岩；②富含大量灰泥，常高达80%以上；③不构成坚固的格架，不具备抗浪构造；④主要出现在浪基面以下或浪基面附近较平静或低能环境中。
2.生物丘的沉积相模式
基本上是由以下七个常见相组成。
（1）底部生物碎屑颗粒质灰泥堆积
底部生物碎屑颗粒质灰泥堆积的绝大多数生物丘都是从灰泥沉积开始的，其中含有大量生物碎屑。它们可能是由缓慢的水流堆积而成的。在这些岩层中，一般没有障积的和黏结的生物。
（2）灰泥障积岩丘核
灰泥障积岩丘核是生物丘的最厚部分，主要由灰泥组成，含有很多生物，这些生物通常为脆弱的和树枝状的，具有垂直的生长状态，能起到捕集或障积灰泥的作用。
（3）顶部黏结岩
当一个障积岩丘进入浪底时，由松软的沉积物形成的地形凸起构成生物黏结岩的基础。
（4）生物表饰层和裂隙充填
如果生物丘顶沉积作用继续进行而没有造架生物广泛生长，则丘的上部表面就会被各种介壳生物形成的薄的表饰层壳所覆盖。在有些生物丘中，表面发育大量垂直裂缝，由一些簸选的产物（暗色的、磨损的、包壳的质点）所充填。
（5）侧翼岩层
如果丘顶正好在浪底，且保持较长的时间，并有一些脆弱的枝状生物繁殖，在中等能量海水扰动和某些生物的破坏下，就可产生由大量生物碎屑组成的侧翼岩层。侧翼岩层不断从丘核向外进行侧向加积。在体积上，侧翼岩层可大于丘核部分，如果在基底缓缓下降的条件下，侧翼岩层几乎可以把丘核完全掩盖住。
（6）坡积层
坡积层是一种罕见的，但又可广泛分布的侧翼层。这种坡积层是由岩屑和生物碎屑组成的海洋坡积物，岩屑是主要成分，主要是由于崩塌作用或波浪作用而从丘表面冲刷下来的化石或部分石化的泥晶灰岩岩屑。生物丘一般见于低波能地区，故常常缺失坡积层，对于有些生物丘中为何会存在坡积层，目前尚存许多疑问。
（7）顶盖颗粒岩
当海平面保持稳定时，丘间区被沉积物充填，陆棚沉积物可横过丘的顶部发育，整个地区便被交错层颗粒岩覆盖，随着环境转变为高能环境，生物丘的生长也完全终结。
③ 沉积相带特征
1.潮上带
潮上带与潮间带上部常呈过渡关系。海水只有在大风暴或涨大潮时才能漫延到上面，通常保持较干燥环境，藻叠层沉积不发育，当陆源物质较少时形成一些纹层状云岩或纹层状藻叠层云岩；当陆源物质较多时，形成含泥云岩、含砂云岩等，有时见有干裂、石膏及石盐假晶等干旱蒸发沉积标志。
尽管风暴潮携带大量沉积物载荷，但由于软的似球粒状（砂屑）沉积物很难在这样水动力条件下沉积下来，因此仅有少量沉积物留在潮上带（Shinn,1983）。潮上带所能接受的沉积物一般较薄并呈纹层状。每次风暴潮所形成的沉积物仅几厘米厚，不超过十几厘米。这些薄的沉积物在干旱蒸发条件下易干裂翘曲并被下次风暴所冲刷起，且部分被带到其它环境沉积下来，少量的片状砾（泥裂多角体被风暴冲蚀的产物）沉积于层状沉积物中，多呈平卧状（即平行层面）。此外，潮上带还可能存在部分陆源砂泥（沙庆安，1983;Shearman,1963, Bhattacharyya and Friedman,1983）由于潮上带暴露时间过长，其沉积物厚度有限。
图3—2华北中、新元古代高于庄—雾迷山组沉积模式
高于庄组中下部、杨庄组和雾迷山组各沉积旋回的下部、韵律底部多见潮上带与上潮间带过渡沉积。发育在雾迷山组第7—8岩性段，有时也见于其它层位的硅质内碎屑云岩是典型的潮上带和上潮间带的过渡沉积。
2.潮间带
潮间带位于平均高潮线和平均低潮线之间，以间歇能沉积为特点。发育着砂屑白云岩、鲕粒白云岩、有壁的锥柱状叠层石和少量层状叠层石。潮间带的层状叠层石色浅、纹层对不规则、亮暗层对比明显、具柱状或碟形干裂收缩缝和鸟眼构造（或窗格状组构）等。羽状交错层理是潮间特征构造。可进一步分为上潮间带和下潮间带。
上潮间带出露水面时间多，属低—中间歇能沉积环境，上潮间带有较发育的纹层状藻叠层云岩时，常具斑点及小凝块结构，纹层间有时也见有干裂收缩细纹或微冲刷现象，十分特征的似竹叶状砾（藻）屑云（硅）岩经常见其夹于纹层状藻叠层云岩中。有时还有具藻迹纹层状硅岩。砂云岩、砂屑云岩亦较发育。低幅度不甚对称波痕也应属上潮间带的沉积标志。
下潮间带的沉积就比较复杂了，有时甚至是与潮下高能带沉积是混生的。波纹和大波纹状藻叠层云岩是开阔陆表海下潮间带的重要沉积标志。凝块微晶云岩、中－小型柱（锥）状藻叠层云岩也是下潮间带标志。亮（微）晶粒屑云岩，尤其是内碎屑、鲕粒、藻鲕及团粒等多种粒屑混生的粒屑云岩也是下潮间带特有的。下潮间带普见单向水流交错层理、交错层理、高幅度较对称波痕、准同生角砾等。
下潮间带沉积在高于庄组中上部、杨庄组上部、雾迷山组各沉积旋回的中上部均较发育，常与潮上带或上潮间带呈连续过渡沉积。
由于潮间带常暴露于大气中，水体动荡，不利于沉积和保存，沉积速率低，故总体上沉积厚度较小。
3.潮下高能带
位于平均低潮面以下，波基面以上。开阔陆表海中的潮下高能带一般比较宽阔，具持续高能特点，Ⅲ－V级，尤其是邻近滨线附近的能量最高。有大量藻鲕、藻团（凝块状的与葡萄状的）沉积，在底质稳定条件下，形成以藻团为基本层的大型锥或柱状藻叠层白云岩。
由于没有钻孔动物和觅食动物的存在，层状叠层石等异常发育，其特征是色深、纹层密集平整并不见收缩缝等蒸发标志。该带可见各种交错层理、波痕和巨波痕，除了藻叠层白云岩类外，还可有鲕粒白云岩和砂屑白云岩。潮下高能带可能存在潮汐沟道（tidal channels）、潮汐三角洲（tidal deltas）、生物岩礁（bioherms）和生物层礁（生物丘，biostromes）等亚环境。以生物丘（层状藻叠层白云岩组成）为主，而潮汐沟道、潮汐三角洲则为一些砂屑白云岩和鲕粒白云岩，单剖面相分析中难以区别。该带藻类活动强，沉积速率高，沉积物迅速胶结易于保存，是良好的沉积场所。
雾迷山组第三、五、六岩性段潮下高能带沉积发育。
4.潮下低能带（开阔海）
位于波基面以下，即为陆棚区。由于波基面以下水体变深水体较深，光线微弱，藻类活动少，因此主要为贫藻迹的、化学沉淀为主的泥晶白云岩类，夹部分风暴回流所携带的异地风暴沉积。由河流注入的陆源泥质的沉降随同泥晶白云石并沉淀一同进行，泥质含量高时可成为含泥泥晶白云岩和泥云岩（野外剖面上构成低洼地貌）。该带无明显的沉积构造，泥晶白云岩均呈块状构造，在沉积作用微弱期间可能形成海底硬地。和陆源碎屑沉积环境不同，陆棚区是碳酸盐沉淀的有利场所。
雾迷山组最常见的韵律变化是泥晶白云岩和密层纹藻叠层白云岩组成的韵律，并大套出现，反映潮下低能带和潮下高能带为主的沉积环境。
5.具近岸浅滩的潮间带
当水流不断将潮下高能带的鲕、藻鲕、藻团等粒屑物质搬运到潮间带中下部而堆积起来时，可能形成近岸浅滩型沉积，这样在滨线附近就构成隔栏作用，向岸一侧出现一种较闭塞的沉积环境，可称之为潮间泻湖。
泻湖环境水体安静，水中盐分或含卤量时高时低（受河流注入量、蒸发量、降雨量以及与海水的交换条件的影响），不太利于藻类的生长。因为处于发展初期的蓝绿藻不一定像现代蓝绿藻那样广泛地适应各种环境。主要为（含泥）泥晶白云岩和它与凝块石核形石组成的韵律。韵律变化可能反映水体含盐量变化，正常时藻类繁盛形成凝块石、核形石（凝块石多见），盐分不正常时则以泥晶白云岩为主。泻湖内的泥晶白云岩与潮下低能带泥晶白云岩的区别主要在于其韵律关系，前者常与凝块石和核形石构成韵律，而后者则常与密纹层叠层石构成韵律。泻湖内蒸发作用强，离子浓度可能比正常海水高，且水体安静，从而有利于碳酸盐（白云石）的沉淀，故其沉积速率较大。例如宣化下葛峪剖面雾迷山组第六、七岩性段，其泥晶白云岩厚度比达91%和72%。
近岸浅滩由于沉积时水流条件多变，即有来自潮下，又有来自潮上的物质，所以粒屑成分复杂，常显条带状构造，其中斜层理及交错层理均较发育。潮间泻湖水浅且停滞，沉积变得单一，以较发育密纹层和密波状藻叠层云岩发育为特征，富含沥青质，藻纤微结构发育。
近岸浅滩与潮间泻湖相沉积在雾迷山组下部较发育。
6.具水下浅滩的潮下低能带
平缓开阔的潮下高能带，由于水流而使底部物质经常移动，在地形微起伏地带鲕粒或藻团聚集而成水下浅滩型沉积，由于浅滩的隔栏作用，在近岸一侧而形成较闭塞的沉积环境，也类似泻湖，为与潮间泻湖区别，可称之为潮下泻湖或局限海，也就相当杨等（1972）模式中的潮下低能带。
水下浅滩比潮间近岸浅滩沉积环境稳定，其标志是粒屑类型较单一，主要是藻鲕和高能鲕组成，较稳定，呈层状。由藻团聚集而成的浅滩沉积，多发育成锥状或柱状藻叠层构造，进而演化成礁体，这在雾迷山组中部很发育。
潮下泻湖或闭塞潮下低能带，由于水体停滞，能量显著变低，阳光仍较充足，形成发育的密纹层-密波纹状藻叠层云岩，富含沥青质，主要显藻纤微结构，沉积厚度一般也较大。因此潮间泻湖及潮下泻湖都是良好的生油环境，近岸浅滩和水下浅滩是良好的储油环境。
潮下泻湖与水下浅滩所形成之韵律及潮间泻湖与近岸浅滩所形成之韵律类似（图3—2），区分标志是前者厚度大些，较稳定，尤其以藻团-锥（或柱）状藻叠层发育为特征。
在下潮间带或潮下高能带，发育着各种藻类组成的生物丘，生物丘之间易形成低凹地带，这些低凹处连同被废弃的潮汐沟道称为水下凹地。水下凹地比较安静，而藻类活动仍繁盛，主要形成核形石、凝块石白云岩等。有的鲕粒被带凹地内而被胶结成葡萄石，形成鲕粒-葡萄石白云岩。该环境中的核形石、凝块石经常和邻近的其它岩性构成韵律。这样的水下凹地大量存在可形成可观数量的凝块石和核形石白云岩，但它们很容易被充填。水下凹地填平后再次经受高能条件，未固结的凝块石、核形石可能在藻类、波浪、潮汐水流的共同作用下拉长定向形成锥、柱状叠层石、层状、波状叠层石。
④ 本叠层石组合的地史背景
纵观叠层石演化的兴衰历程，在古-中太古代时期，它们不但数量稀少，而且多样化程度很低，通常为层状及丘状。西澳大利亚Warrawoona群的叠层石是已知最古老的标本，年龄约35.5亿年（Lower，1980，1983；Walter，1980，1983；Buick et al.，1981；Groves et al.，1981；Schopf，1994），关于它们是否生物成因仍有争议（Nisbet，1980）。而约35亿年的南非Fig Tree群的叠层石，因为有细菌化石及干酪根的证据，其生物成因的解释相对较可信（Schopf，1983，1994；Byerly et al.，1986），但也有不同意见（Awramik et al.，1988；Buick，1990）。
叠层石数量的丰富化及形态的多样化始于新太古代，层状、丘状及柱状等皆有，其中绝大多数的生物成因已无疑问。如：津巴布韦Belingwe绿岩带的叠层石纹层在微观上呈现多种不同的丝状体，似乎反映多种微生物参与了当时的叠层石建造（Maitin et al.，1980）。加拿大Steeprock群的一些叠层石纹层由粘结的碎屑粒形成，也许可认为是光合作用细菌丝状微生物捕捉水中悬浮颗粒形成的结构（Walter，1983）。西澳大利亚（Grey，1981）及加拿大（Hofmann et al.，1991）的叠层石纹层显示上凸的顶端加厚呈锥状，可能暗示着光合作用细菌丝状微生物积极主动的趋光行为，这种现象可通过观察现代建造叠层石的微生物席生命活动得以解释（Walter et al.，1976）。西澳大利亚Fortescue群的叠层石纹层中至少可识别三种不同的丝状微化石，其中一种的形态类似现代光合作用自养微生物Lyngbya的颤菌科（Oscillatoriacean）蓝细菌（Walter，1983；Packer，1990）。
古-中元古代，乃至新元古代早期（约8亿年前），是叠层石鼎盛时期，几乎在所有的沉积碳酸盐岩中都可见到。它们也出现于磷质岩、铁质岩及硅质岩，偶尔也在砂岩中，底栖微生物席的零星化石在页岩及泥岩中也有发现。已知的叠层石主要类型都集中在元古代，围岩的沉积相说明它们当时遍布滨岸、潟湖、潮坪、浅滩、内陆湖及河流，建造了大规模的堡礁、堤礁、斑礁（潟湖）、点礁（开阔海）、环礁及各种生物丘，构成了当时广阔的大陆架及大陆坡，就像后来的珊瑚、钙藻以及其他骨骼生物那样（Walter，1976，1994）。元古代叠层石形态的高度多样化可能既反映了它们已大大扩展的生长环境是多样的，也表达了建造它们的底栖微生物也是多样的（Monty，1976；Hofmann，1975；Bertrand-Sarfati，1976；Walter，1977；Awramik ＆ Semikhatov，1979；Semikhatov et al.，1979）。纹层中具内含物或分枝的微生物细胞化石的出现，被解释为微体的真核藻类可能已加入了原先只有细菌和蓝细菌参与的叠层石建造（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—新元古代早期叠层石的大规模发育，也许还有其他一系列相互关联的重要因素。例如，当时地球表面覆盖广阔而平浅的陆表海（epicontinental seas），陆地少使尘埃也少。大气透明度高使阳光辐射强，气候干燥使海水蒸发量大。当时尚无植被的古陆广泛出露富镁及富硅岩，风化剥蚀强烈，向海洋源源不断供应大量的镁和硅等矿物质。海水镁/钙比值高，盐度大。二氧化硅局部富集呈胶体，沉积中常形成燧石结核及条带等。大气圈及水圈富含二氧化碳，气候炎热且碳酸盐类沉积发育。上述条件非常利于当时的光合作用蓝细菌及微体藻类繁盛。它们外表分泌的黏液鞘摄取水中矿物质，在光照及潮汐周期作用下，形成特定的微生物沉积构造——叠层石。
此外，从元古代厚度很大，分布极广的浅海潮坪相沉积特征看，当时的潮汐作用远比现代的强大得多，造成了比现代宽广得多的潮间带。潮下浅海、潮坪、浅滩、潮汐水道及潟湖沉积非常广泛，为叠层石礁的大规模发育提供了有利条件。对于这些现象，一种可能的解释是因为当时地球体积比现在的要小，自转速比现在的要快，地球海洋潮汐在单位时间内发生的频率比现在的要高。此外，还因为当时月球与地球之间的距离比现代的要近。月球的引力对地球海洋潮汐的影响也较现代的要强大得多。有趣的是，这一切似乎也可以用现代天文学的宇宙膨胀说来解释。
新元古代叠层石，尤其是柱状叠层石的丰度及多样化程度，在约7亿年前开始衰退（Walter ＆ Heys，1985；Grotzinger，1990）。这一趋势明显地首先表现在平静的潮下带，而后才向潮上带漫延。到约6亿年前时，衰退达到顶点，从此叠层石的丰度、多样化程度及分布区域均被限制在一个不大的范围内（Awramik，1971）。目前有诸多可能的解释来说明这一现象的原因：
1）后生动物首先出现于潮下带，而后向潮上带扩展，并在微生物席上啃食和掘穴使之瓦解（Awramik，1971）。
2）海洋中碳酸盐饱和度的降低，减弱了微生物席对碳酸盐类的沉淀（Grey ＆ Thorne，1985；Grotzinger，1989）。
3）底栖宏体藻类的兴起，夺占了微生物席的生存空间（Monty，1973）。
但这些既无法解释此后6亿年至今，海洋中仍然大量发育着很厚的碳酸盐类沉积；也难以解释现代西澳大利亚沙克湾哈默林潟湖等地，丰富的底栖宏体藻类与叠层石融洽共生，并达到一种生态平衡。此外，海牛、海蛇、水母、鱼类、双壳类、腹足类、介壳类、环节类、线虫、有孔虫及海绵等动物生活其间，构成了以叠层石礁为基础的高盐浅水生态系统（Walter，1994）。因此笔者认为，叠层石从约7亿年前开始，持续到约6亿年前的衰退过程，可能是多重因素长期复杂作用的结果。已知的化石记录还表明了一个更明显的事实，6亿年前后的新元古代大冰期给叠层石带来了全球性的重大变化。冰期后叠层石一蹶不振，无论在分布的规模范围还是在形态的多样性上，再也未能达到冰期前的繁荣程度。
从我国的情况看，华北中元古代蓟县系的叠层石组合代表了其鼎盛期的面貌（曹瑞骥，赵文杰，1979），而新元古代大冰期之后的华南末元古代震旦系叠层石组合则是其衰退的写照（曹瑞骥，1992，1997，1999）。本区新元古代叠层石无论丰度还是多样化程度虽不及前者，但明显高于后者。笔者综合近年来已发表的本区新元古代微生物化石组合（尹磊明，1999）及相关沉积相分析认为，本叠层石组合应是形成于新元古代大冰期之前的炎热气候环境。
⑤ 寒武纪—奥陶纪岩相古地理
寒武纪—奥陶纪，塔里木板块经历了伸展-挤压的地球动力学旋回，构造活动对古地理格局有明显的控制作用。寒武纪—早奥陶世，在伸展背景下，克拉通主体具有东西分异的特点，呈现“两台夹一盆”的古地理格局。中西部大型碳酸盐台地在这一时期继承发育。自早奥陶世末期开始，区域地球动力学背景由伸展转向挤压，中西部大型台地在近南北向挤压作用下逐渐分割为两个孤立台地，南部的塘南台地可能也在这一时间形成。奥陶纪末，由于海平面上升和大量碎屑沉积物的注入，碳酸盐台地消亡，盆地主体转变为碎屑陆棚环境。
（一）寒武纪岩相古地理
寒武纪，塔里木克拉通处于稳定拉伸的构造环境，台地-盆地相间的古地理格局继承性发展。台地内部沉积环境在中寒武世发生较大变化，主要是出现大面积分布的膏盐潟湖，这与干旱古气候条件和台地内部古地形变化有关，晚寒武世随着海平面上升和气候条件变化，膏盐潟湖消失。在寒武纪，东西部碳酸盐台地之间则为稳定发育的欠补偿盆地。
1.早寒武世岩相古地理
塔里木克拉通早寒武世早期发生大规模海侵，沉积了一套大范围分布的黑色页岩、含磷硅质岩或磷块岩（玉尔吐斯组），这一点可与扬子板块对比。这套较深水沉积也是盆地内一套重要的烃源岩。随后持续性海退，塔里木克拉通进入碳酸盐台地发育阶段。塔里木克拉通建造了两个碳酸盐台地，中西部台地为一近椭圆形孤立台地，称为塔西台地，规模最大。其东部台缘相带位于轮南1井—塔中32井—塔中5井一线，西北部台缘带位于阿克苏附近的苏盖特布拉克剖面（宋金民，2009），因为该剖面下寒武统肖尔布拉克组有特征明显的台缘礁发育。目前尚没有确凿的证据指示塔西台地西南部台缘带的位置，根据地震资料推测位于叶城—和田一线西南。西南地区整体表现为碳酸盐缓坡，有别于东部和西北部的镶边型碳酸盐台地。台地内部以局限台地环境为主，但在东北部地区地层厚度较大，并且钻遇颗粒灰岩（塔深1井），说明该地区水体与外海交换频繁，能量较强，属于开阔-半局限台地环境。
东部罗西台地经历了碳酸盐缓坡（早-中寒武世）到镶边台地（晚寒武世）的演化过程，高能相带位于罗西1井地区；南部的塘南台地规模较小，与塔西台地之间水体深度相对较小，为斜坡环境。塔西台地与罗西台地之间，下寒武统为灰黑-黑色泥岩、硅质岩或灰质泥岩、含云灰泥岩等，说明在早寒武世是一个欠补偿性质的盆地。
2.中寒武世岩相古地理
早寒武世中期—中寒武世，碳酸盐台地以进积-加积的方式生长，台地边缘迅速向外迁移，最远距离可达80km（古城地区），台地面积进一步扩大。此时苏盖特布拉克地区已经由台地边缘礁滩转变为局限台地环境。中寒武世，由于古气候条件和水下隆起-台地内古地形差异-镶边型台地边缘导致的障壁作用与海平面波动、炎热干燥气候条件的联合影响，台地内中西部英买力-塔中2井—玛2井—同1井之间形成大面积稳定分布的膏岩潟湖。罗西台地依然为碳酸盐缓坡，塘南台地继承性发育（图3-2-2）。
3.晚寒武世岩相古地理
晚寒武世，随着海平面的上升和古气候回转，碳酸盐台地内部水体流动逐渐通畅，水体能量增强，逐渐过渡为局限台地和半局限-开阔台地环境，台内滩分布也明显增多。这一点在塔西台地的北部和东部表现最为明显。晚寒武世，塔西台地的边缘相带较早寒武世要窄，镶边程度更高。罗西台地在这一时期已经由碳酸盐岩缓坡过渡为镶边型台地（图3-2-3）。该时期喀什-叶城-和田隆起和塘南水下低隆仍然继承性发育，但规模已经小了很多。
（二）奥陶纪岩相古地理
奥陶纪古地理环境有三次明显的转变。一是早奥陶世末受塔里木克拉通南北两侧挤压应力的影响，塔西台地内部出现沉积环境分异，台内洼地开始形成；二是中奥陶世，塔西台地在进一步增强的挤压作用下，开始分裂为两个独立的碳酸盐台地；三是奥陶纪末，大量碎屑物质的涌入造成碳酸盐台地的消亡，盆地整体上转变为碎屑陆棚环境。
1.OSQ1（相当于蓬莱坝组沉积期）岩相古地理特征
早奥陶世蓬莱坝组沉积期古地理格局基本继承了晚寒武世的特点。塔西台地东部边缘相带沿库南1井—满参1井—塔中32井—古城4井—塔中5井一线分布，呈向西突出的马蹄形。塔中35井以北，台缘带宽度较大，表现为缓坡-弱镶边型碳酸盐台地；而塔中35井之南，台地边缘宽度较小，表现为镶边型碳酸盐台地。半局限-开阔台地环境沉积物有比较明显差异，可分为较深水部分和较浅水部分。较深水开阔台地主要分布于塔中1井—古城4井一带，其西南边缘位于塔中1井—塔中12井一线。
这一时期，台缘滩和台内滩大面积分布，多呈长条形沿台地边缘和台槽延伸方向分布，颗粒滩多与台缘带平行。塔北轮南1井地区，由于台缘滩和台内滩的障壁作用，形成了水体能量较弱的半局限台地；而和田地区可能位于地形的高部位，水深较浅，由于海底的摩擦力导致水体运动受到限制，造成水体循环不畅，形成半局限台地环境（图3-2-4）。
图3-2-l 塔里木盆地早寒武世岩相古地理图
图3-2-2 塔里木盆地中寒武世岩相古地理图
图3-2-3 塔里木盆地晚寒武世岩相古地理图
图3-2-4 塔里木盆地OSQl（奥陶纪蓬莱坝组沉积期）岩相古地理图
2.OSQ2（相当于鹰山组下段沉积期）岩相古地理特征
早奥陶世鹰山组下段沉积期，塔西台地的边缘相带没有明显的变化，主要差异是台缘带经过古城4井后开始向西延伸，再经过塘参1井后向南延伸，塔中5井—塔中3井一线为台缘斜坡发育的部位。开阔台地仍划分为较深水开阔台地和较浅水开阔台地，较深水发育位置与蓬莱坝组沉积期类似。这一时期，台地内部沉积环境开始出现分异，最明显的是塔北南部形成了台内洼地，台内洼地周围有颗粒滩和生物丘分布，通常在迎风面为滩体，在背风面为生物丘。从层序OSQ2古地理图上可以看到，台地边缘相带并非处处都发育高能礁滩体，海侵背景下较深水开阔台地边缘高能滩可能只局部发育（图3-2-5）。和田地区仍为局限台地环境，罗西台地与塔西台地之间的欠补偿盆地继承性发育。
早奥陶世末开始，塔里木板块由伸展环境转换为挤压环境。在近南北向挤压应力作用下，塔北和塔西南—塔中地区出现不同程度的隆升，同时形成了阿满过渡带之间的低地势区，这可能是台内洼地形成的原因。持续的挤压作用，最终导致塔西台地在一间房组沉积期沿台内洼地与台槽方向分裂为南北两个独立的碳酸盐台地。
3.OSQ3（相当于鹰山组上段沉积期）岩相古地理特征
相比于OSQ2，鹰山组上段沉积期碳酸盐台地边缘及斜坡的位置没有明显变化，但在塘参1井地区有向外迁移的现象。台内洼地继承性发展，并且向西扩展，其周缘主要为颗粒滩沉积，丘状反射特征的灰泥丘不发育。台地内部以开阔台地环境为主，仅在和4井地区有小范围的局限台地分布。台内颗粒滩大面积分布，11个滩体形态各异，多（近）平行于台地边缘分布（图3-2-6）。罗西台地和塘南台地继承性发育。
4.OSQ4（相当于一间房组沉积期）岩相古地理特征
中奥陶世，受板块活动影响，位于阿满过渡带的台内洼地继续向西扩展，并在柯坪至雅科瑞克地区与外海相连，形成向西开口的闭塞海湾。在一间房组沉积期晚期，持续的挤压应力最终导致前期统一的塔西台地分割为南北两个孤立台地。而位于盆地南端的塘南台地也于这一时间形成。库南1井—满参1井—古城4井—塘参1井一线的台地边缘，在鹰山组沉积期台地边缘的基础上继承性发展，在经过塘参1井后向玛参1井方向延伸。古隆1井和古城4井钻遇的一间房组，揭示了该地区一间房组沉积时期仍处于碳酸盐台地环境。轮南存在一个椭圆形的颗粒滩发育区，其内带主要为滩相沉积，外带为滩夹点礁。这可能是在南北向挤压作用下塔北隆起的沉积响应。英买力地区以中低能台地相沉积为特征，颗粒滩不发育。滩相的大面积分布也可能与碳酸盐缓坡背景下中缓坡上分布广泛的滩相沉积有关（图3-2-7）。
由于构造应力体制的转换，在一间房组沉积期后段，塔中—巴楚地区的吐木休克断裂和塔中I号断裂，以及盆地南部玛扎塔格断裂和塔中南缘断裂分别向北、向南发生逆冲活动，导致塔中—巴楚地区大范围隆升剥蚀。
5.OSQ5（相当于吐木休克组沉积期）岩相古地理特征
吐木休克组沉积期古地理主要受海平面变化和陆源碎屑供给两个因素的控制。晚奥陶世早期海平面快速上升，其上升的速度超过碳酸盐沉积速率，因而抑制了碳酸盐的生产，在盆地内形成广泛分布的紫红色泥灰岩、瘤状灰岩、泥灰岩、灰质泥岩等。需要注意的是一间房组沉积期形成的古地貌特征对吐木休克组沉积相带的展布可能有一定的控制作用。陆源物质的供给表现在两个方面，一是吐木休克组沉积中普遍含有泥质成分；二是紧邻物源的地区，可产生以碎屑岩为主，夹少量薄层灰岩沉积，例如雅科瑞克地区和吐木休克组沉积晚期的塔中低突起东侧和南侧。
露头区则表现为一北倾的混积缓坡型台地，雅科瑞克受其西北部物源的影响，主要沉积了一套碎屑岩。塔北地区为沿哈拉哈塘—羊屋—轮南环状分布的碳酸盐-粘土混积型缓坡台地，与塔中之间过渡为浅海盆地。塔中东部和南部为由碳酸盐沉积向碎屑岩沉积过渡的外缓坡环境。罗西台地在这一时期已经消亡，塘南地区仍然为陆地（图3-2-8）。
图3-2-5 塔里木盆地OSQ2（奥陶纪鹰山组下段沉积期）岩相古地理图
图3-2-6 塔里木盆地OSQ3（奥陶纪鹰山组上段沉积期）岩相古地理图
图3-2-7 塔里木盆地OSQ4（奥陶纪一问房组沉积期）岩相古地理图
图3-2-8 塔里木盐蚰.0SQs（奥陶纪吐术休克组沉积期）岩相古地理囝
图3-2-9 塔里木盆地OSQ6（奥陶纪良里塔格组沉积期）岩相古地理图
图3-2-10 塔里木盆地OSQT（奥陶纪桑塔木组沉积期）岩相古地理图
6.SQ6（相当于良里塔格组沉积期）岩相古地理特征
良里塔格组沉积期古地理格局表现出三方面特点。一是塔北和塔中—巴楚之间被浅海盆地分隔，南北为两个独立的碳酸盐台地，不同地区的碳酸盐台地类型存在差异性，台缘斜坡宽窄不一。二是塔北地区表现为缓坡型的碳酸盐台地。轮南48井以北水动力较强，障积-粘结生物礁较发育，甚至可能为弱镶边的碳酸盐台地；轮南48井以南主体为相对低能的瘤状灰岩，夹障积礁、滩沉积。塔中I号台缘带为镶边型碳酸盐台地，台缘斜坡带较窄，台缘礁滩发育。而塔中—巴楚南北两侧总体由镶边型碳酸盐台地过渡为缓坡型碳酸盐台地。巴楚露头区为相对低能的弱镶边或缓坡型碳酸盐台地，发育障积礁或灰泥丘、滩组合。三是塘南台地在该时期表现为弱镶边结构，以滩相沉积为主（图3-2-9）。
7.OSQ7（相当于桑塔木组沉积期）岩相古地理特征
晚奥陶世桑塔木组沉积期岩相古地理发生了较大变化，主要是早期的碳酸盐台地由于陆源碎屑的大量注入而消亡，塔里木盆地总体上以混积陆棚、碎屑陆棚相沉积为主，在阿满过渡带为浅水盆地相，塔东地区为盆地相（图3-2-10）。
塔北混积陆棚、巴楚—塔中混积陆棚及罗西混积陆棚主要为陆源碎屑岩（以粉细砂岩及泥岩为主）夹较多碳酸盐岩，而陆源碎屑陆棚相带则主要表现为以粉砂岩、细砂岩及粉砂质泥岩为主的沉积，在塔东却尔却克山地区发育了陆棚边缘滨岸相沉积，说明其北侧即为陆源碎屑物源区。塔东盆地相以群克1井所钻遇的深水盆地相深灰色钙质泥岩与绿灰色泥晶粉屑灰岩（钙质浊积岩）间互为代表，总体上仍属于浊流盆地。
⑥ 生物沉积作用和生物沉积物
由生命活动直接或间接造成的物质迁移和聚集作用称生物沉积作用。从现在掌握的资料看，至少从太古宙中晚期开始生物就已遍布在了世界各地的海水中，可能不晚于泥盆纪生物已蔓延到了陆地。现在在地下1000m以下的深度也仍然有生命存在。生物的广泛时空分布意味着它必定既是狭义、也是广义沉积作用中的能动因素。地球上的任何生物，包括人类在内，都是生物沉积作用的主体，而在地质历史中具有重要造岩意义的生物还是植物、水生无脊椎动物和细菌。无论在分布时空还是在个体数量上其他生物都不能与它们相比。
（一）生物沉积作用方式或途径
生命的实质就是生物能动地利用外部物质和能量在分子到整个个体的多个层次上进行自我复制。生命活动绵延不绝，生命现象千奇百怪，但从沉积学角度看，它主要通过三种方式或途径来实现物质的迁移和聚集。
1.生物化学
从本质上讲，生物个体内由生命活动制造任何有机质或矿物质的方式都是生物化学方式。例如植物通过光合作用将CO2和H2O合成为碳水化合物，动物通过消化食物、吸取水分、利用离解离子合成自己的软体、骨骼、外壳等。生物死亡后，其遗体就成了生物性沉积。陆生和部分水生植物的堆积可转化成泥炭或煤，许多动物的骨骼或外壳可形成生物礁或贝壳滩等。生物化学涉及到复杂的物质相态和能量的转化，往往不符合一般无机化学的作用规律。例如在同一环境中，不同生物制造的钙镁碳酸盐骨骼或外壳可以是文石质，也可以是低镁方解石或高镁方解石质（但无白云石质）；硅质生物可以在离子浓度很低的水体中有效吸取硅制造硅质骨骼、磷质生物可吸取钙和磷制造磷酸钙质骨骼，许多藻菌类体内的微量元素浓度可以是它周围海水中浓度的几百到几十万倍；当生物吸取相同元素（如O、C等）时，还会对其中的重同位素，如18O或轻同位素如12C吸取得更多一些从而造成生物体与环境之间的同位素分馏；某些生物（主要是微生物）可以吸取放射性元素铀，半导体元素锗、硒，贵重金属金、银等。尽管这个过程的许多细节还不清楚，但在地表物质的重组中，生物化学无疑起到了固定或富集某些成分的特殊作用，其沉积学意义是十分巨大的。
2.改变环境的物化条件
在生物从环境中吸取或向环境中排放某些成分的同时它也在改变环境条件，结果可能会加速某些化学反应的进程或控制某些反应的进行方向，在等低蓝绿藻和细菌等微生物的生命活动中这一点显得尤为突出。例如低等蓝绿藻行光合作用消耗CO2可使环境水体pH值上升；细菌分解有机质排放NH3可提高pH值，排放CO2、H2S、H2可降低pH值；在封闭环境中细菌对氧的消耗可降低Eh值等。可以认为，在所有依赖一定pH值或Eh值的天然化学反应中，微生物都可以成为活的催化剂。这种受生物影响或控制的无机化学过程被看成是间接的生物化学作用。许多化学沉积物，如海湖环境中从水中析出的许多泥级CaCO3质点、沼泽环境中的黄铁矿、围绕生物软体形成的硅质结核等都与这种作用有着千丝万缕的联系。
3.机械捕集或粘结
这是低等藻类（如蓝绿藻）和某些细菌（可合称为藻菌类）独有的作用方式。这类生物都是原核或真核的单细胞球状体或简单多细胞丝状体或棒状体，体表带有一层粘性很强的透明有机质衣鞘，可以捕集或粘结水介质中的细小质点。当粘结物多到一定程度，妨碍了它们的正常生活时，它们就分裂出新的个体而将老的衣鞘遗弃。实际上，上述低等藻类通过间接生物化学作用促使环境水体析出的泥级CaCO3质点有些就被粘结到自己的衣鞘上。无数个藻体附着在地表（近岸地面或水下）生长繁殖可形成大面积的藻席（algal mat），附着在其他颗粒上可形成藻包壳（algal coating），自由藻体相互粘结则可形成游移状藻团（algallump），相应的也就富集了这些泥级CaCO3质点。有些厌氧铁细菌依靠氧化Fe2＋所释放的能量生活，有些具硅质骨骼的藻类（如金藻）营光合作用释放O2使Fe2＋转变成Fe3＋，它们都可粘结沉淀出来的高铁氧化物形成铁质或铁与硅质的共同沉积。类似作用对其他难溶矿物的化学沉积可能也有重要意义。这种兼有间接生物化学和粘结的沉积作用具有非常久远的地质历史，很可能在生命诞生的同时或初期就已开始了，地球上已知最古老的生命遗迹就是通过这种方式被保存在38亿年前的铁质岩中，而且相同的作用一直到今天仍在继续。
除了上述三种方式以外，生物还可通过对先成沉积物的钻孔、扰动，对骨骼、泥砂性食物咀嚼、消化时的机械研磨，对流水、波浪等的阻挡等方式实现或影响沉积作用进行。
在三大类沉积作用中，生物沉积作用无疑是一种较为特殊的沉积作用。
（二）生物沉积物
生物的广泛时空分布和多种沉积作用方式使得许多沉积物或多或少、或直接或间接与生命活动有关，但并不是所有这些沉积物都可称为生物沉积物。按照现在比较流行的观点，这里只将主要由原地生物遗体、遗迹及其相关产物构成的沉积物才视为生物沉积物，而将主要由游移的生物硬体、粪粒、藻团等构成的沉积物看成是复合沉积作用的结果。那些由间接生物化学方式形成的沉积物则仍属化学沉积物的范畴。
在普通沉积岩石学中，典型的生物沉积物主要指生物礁和藻叠层。
1.生物礁（organic reef）
通常所说的生物礁是指以原地生长繁殖的造礁生物为格架，另有喜礁生物或其他相关沉积物共同参与形成的具有抗浪作用的水下隆起（厚度大于它的同期沉积）。成因相同，但缺少抗浪作用的低矮舒缓的水下隆起称生物丘（bioherm）。若隆起也不明显，只呈大致扁平的透镜状或宽板状的生物沉积则称生物层（biostrome）。然而，隆起高低很难有客观的划分标准（有人曾根据统计提出以高/宽＞1/30作为生物礁的标准），所以从沉积学角度出发，许多人将生物丘就看成是生物礁的同义语，甚至将生物层也看成是一种生物礁，称为层礁（stratigraphic reef）。不管隆起高低或术语使用上有何差异，它们在生物原地生长繁殖这一点 上则是共同的。
生物礁有许多类型，如按主要造礁生物就有珊瑚礁、海绵礁、苔藓虫礁等。在沉积学中，更多地还是按礁的外部形态和发育的环境位置来划分，较为常见的有点礁、塔礁、环礁、岸礁和堡礁等。点礁（patchreef）也翻译为斑礁或补丁礁，是一种小型、孤立的礁体，直径多不超过1km，常发育在浅海或深湖中，也可能只是某个大型礁体（如环礁）的一个构成部分。塔礁（pinnacle reef）也是孤立的，高可超过100m，顶部平坦，面积可在2km2以上，出现在深水环境，是伴随海底不断沉降形成的。环礁（atoll）大体呈圆台状，礁体沿台顶周边发育而将台顶围成一个潟湖，台顶直径可从1km到超过130km，发育在大洋或陆架上的开放海域中。岸礁（shore reef）又称裙礁（apron reef），是一种与海岸相连，又与海岸隔有浅的水道或潟湖的小型礁体，礁顶宽度可超过1km，涨潮时没入水下，退潮后又可露出水面，它的向海边缘常是一个陡的斜坡。堡礁（barrier reef）实际是一个大致平行海岸的狭长礁带，与岸之间隔有一个相当深度和宽度的潟湖。澳大利亚东北部昆斯兰海岸附近有现今最大的堡礁，长达1200km。我国南海水域分布有许多珊瑚礁，其中主要是点礁和环礁，但研究程度还不高。
在纵剖面中可以看出一个典型生物礁大体可分成三个部分：基底、礁核和礁翼（图15－21）。
◎ 基底（base）：是构筑礁体的底座，通常是海底某个比较稳固的突起部位，如各种机械性堆积的滩、丘、坝等，有时是海底火山锥。基底的形成大多与造礁生物无关。
◎ 礁核（reef core）：是在基底上构筑起来的礁体的核心部分。垂向上，礁核可显示一定的分带（或分层）现象，反映了生物礁的成长过程。下部常常是障积生物层。所谓障积生物是指那些有柄的或呈枝状形态的生物，如海百合、枝状珊瑚、各种骨骼钙藻等，当它们像小树林一样在基底上成片生长时，从中流过的海水就会受到阻挡而减速，水中携带的泥晶等细碎屑物质就会沉积下来。这种由障积生物和被障积的泥晶等细屑物质构成的沉积层就称障积生物层，它所具有的结构就称障积结构（baffle texture）。就体积而言，障积生物层或障积结构中的障积生物并不多，常以泥晶等细碎屑物质为主。紧接障积生物层之上的是粘结生物层。粘结生物又称结壳生物，特指那些粘附在其他物体或生物表面的呈纹层状、皮壳状或薄板状生长的生物群，如低等蓝绿藻、某些骨骼蓝藻、结壳有孔虫、厚蛤类等。某些床板珊瑚、层孔虫等在发育初期也是结壳状的。在障积生物层沉积的晚期，结壳生物就已开始出现，以后才逐渐繁盛起来。在结壳间隙常有很多由生物钻孔、啃食或排泄形成的砂泥级大小的结壳生物碎屑或粪粒，但在它们上面又会形成新的生物结壳，如此反复就形成了结壳生物层，该层具有的结构就称粘结结构（binding texture）。客观上，结壳生物层对稳固各种细碎质点及其下面的障积性泥晶起着重要作用。最上面的是骨架生物层。该层最重要的特征是含有原地增殖的生物骨架。这类生物称为骨架生物，如块状层孔虫、各种丛生的群体珊瑚、海绵、水螅、苔藓虫、古杯、钙藻等。骨架生物世世代代的原地繁衍和复杂随机的生长习性常常会造成大量间隙或孔洞，里面可沉积泥晶或生物碎片，也可栖息喜礁生物，如底栖有孔虫、腕足、海百合、海胆、软体动物等。在孔洞内壁，孔洞充填物和骨架生物遗体表面也可继续发育生物结壳，而生物的钻孔和啃食作用也到处盛行。这种由原地生物骨架和相关作用产物共同构成的沉积称骨架生物层，它所具有的结构就称生物骨架结构（skeletal texture）。值得注意的是，在古代生物礁中，骨架生物层中的生物骨架常常只有10％左右，最多也不过50％，有些还只是一些骨架的痕迹，这可能与当时骨架生物的生长密度以及被其他生物的破坏程度和沉积后被改造的程度有关。骨架生物层是生物礁鼎盛发育时的产物，它在很大程度上可决定整个生物礁的成长规模。礁核中的所有障积生物、粘结生物和骨架生物都可称为造礁生物。
在礁体顶部，在骨架生物层之上连续沉积的非礁沉积层称礁盖（reef cap），它不是礁体的构成部分，但对礁体终止发育的原因却有重要的指示性意义。
图15－21 生物礁理想剖面示意图
◎礁翼（reef flank）：随着骨架生物层的成长，生物礁的抗浪作用也逐渐增强，由此就产生了生物礁的礁翼。所谓礁翼是指与礁核呈指状穿插并部分覆盖在礁核之上的礁的裙边部分。礁翼的形成和构成物质与礁体的发育环境位置有关。像广海中的塔礁或大型潟湖中的点礁，四周水深、风浪等条件基本一致，礁翼就具有空间上的对称性，主要由礁核骨架生物层被风浪击打破碎形成的礁屑（reef debris）就地堆积而成。礁屑一般大小混杂，最粗可达巨砾级，但自上而下有变小的趋势。礁屑常被看成是礁体抗浪作用的证据。在相对浅水的上部礁翼中可能没有或很少有泥晶，礁屑可呈颗粒支撑，向下泥晶增多可变为基质支撑。整个礁翼厚度向外变薄，逐渐过渡为外围沉积（图15 －21）。另外一些礁体，如岸礁、堡礁等，其向海一侧坡度较陡，水体较深又迎风，波浪作用较强，向陆一侧坡度较缓，水体较浅又背风，波浪作用较弱，两侧礁翼有很大差别。迎风侧的礁翼称礁前（fore reef），背风侧的礁翼称礁后（back reef）。礁前与上述对称礁翼相似，也由礁屑和泥晶构成。礁后常由较细小的礁屑、生物碎屑、内碎屑、鲕粒、藻粘结颗粒或纯的泥晶构成。礁后沉积物与生物礁之间没有专属性，在其他非礁环境中也可形成，只是在这里处在了礁体背风侧而已。在体积上，礁翼常可占到整个礁体的70％～90％，礁核只占10％～30％。
作为一种生物沉积，生物礁的发育要受背景条件的严格控制。适宜礁体发育的环境条件是，水体温暖、清澈、循环良好、水深适宜，如现代珊瑚礁就主要分布在热带、亚热带、水温常年保持在18～30℃、盐度正常的水域。在水温较低、较高或常常混有较多陆源碎屑的浑浊水体或停滞水体中，造礁生物就难以繁殖或存活。水深条件主要靠礁体所在部位的基底沉降速度与生物礁的增长速度（或生物繁殖速度）保持大体平衡来保证。在任何情况下，海湖水面都是礁体向上生长的极限，只有基底不断沉降，礁体才会不断向上生长，但沉降速度也不能长时间超过礁体生长速度，否则水深将不断加大，礁体发育也会受到抑制或完全终止。实际上，由于水温和食物丰度等方面的原因，礁体顶部的水深最大只有几十米，许多只有几米或更浅。在地质历史中，常常可以见到一些生物礁、生物丘或生物层只由障积生物层和粘结生物层或仅由障积生物层构成，其中的重要原因就是背景条件不宜。
2.藻叠层（stromatolite）
由低等蓝绿藻（或许还有低等的红藻、绿藻或异养细菌）在某个固定基底上周期性繁殖而堆叠的纹层状沉积物称为藻叠层，外观上就象铺成的垫子而被称作藻席，固结以后就称为叠层石，它具有的构造就是叠层构造。前面已经介绍过，叠层构造中的藻纹层按有机质的多少可分为富藻层和贫藻层，实际上，这些有机质常常是以藻迹形式出现的。所谓藻迹就是被遗弃的、粘结有大量泥晶的藻衣鞘或死亡的藻体。在显微镜下，藻迹常呈几乎不透明的细小斑点或细丝、细棒，边缘透明度稍高，大小在几微米到几十微米左右。由它们聚集成的富藻层实际并无截然的上下边界，横向上的显微厚度也起伏不定，甚至局部可有断开或上下富藻层的相互接触。相邻的上下富藻层之间没有藻迹或只有很少藻迹的层即为贫藻层，主要由矿物晶体构成。但是，并不是所有藻迹都能完好保存下来，其中一部分可能会成片腐烂消失，这将在富藻层中造成一些形状不规则的空洞（称藻腐孔），继而再被成岩矿物充填形成显微鸟眼构造。当埋藏温度升高时，藻迹中的有机质将逐渐降解而相互融合，富藻层将由一些细小的有机质斑块或条带构成，其中的藻迹基本上不复存在。降解严重时，残余有机质还会以沥青形式进入到周围的晶间接触界面或裂隙中，富藻层的层状形态也将逐渐消失而代之以残余有机质的网脉状分布（图15－22）。
图15－22 常见藻叠层的显微特征（湖北宜昌，寒武系叠层石灰岩，单偏光，d＝2mm）
在功能上，蓝绿藻也是一种典型的结壳生物，在生物礁的发育中对泥晶的沉淀、富集和固定可起重要作用。如同在生物礁中一样，藻叠层或叠层石的结构也称粘结结构。在潮下浅水区，当密集的柱状、枝状藻叠层随基层沉降而不断向上生长时也可以形成一种特殊的生物礁，称藻叠层礁或简称藻礁（algal reef）。相应地，呈丘状或层状产出的藻叠层也可看成是一种生物丘（藻丘）或生物层（隐藻生物层）。
在地质历史中，被藻菌类粘结的矿物成分是随时代而变的，因而所形成的藻叠层或叠层石的矿物成分就有很大差别。大致在中元古代以前形成的叠层石主要是铁质的（最常见赤铁矿质），部分是硅质的，以后主要被白云石质取代，而自寒武纪开始到现在则主要是钙质的了（寒武纪早期有少量磷酸盐质）。虽然有些硅质、白云质或磷质藻叠层有可能是交代钙质叠层石形成的，但当缺少任何交代证据、藻菌类的细胞构造保存完好时，它们的原生沉积成因就很难被否定，尤其是形成于地球早期的铁质、硅质叠层石现在已经成了窥探当时生物、海洋和大气的一个重要窗口。
⑦ 石炭—二叠系典型剖面层序
3.2.2.1剖面介绍与层序划分
1.剖面介绍
剖面位于沙井子西北的开派兹雷克，主要出露的地层有泥盆系，石炭系，二叠系。其中泥盆系与石炭系间存在一区域性不整合，上石炭统与下二叠统为连续沉积。研究的层序跨越上石炭统的四石厂组和下二叠统的康克林组。该剖面代表了由滨海碎屑岩相与陆棚碳酸盐岩相构成的一组典型层序（图3—13）。该剖面下部为滨海相碎屑岩层序，上部为浅水陆棚—深水陆棚相碳酸盐岩层序.
2.层序划分
下部碎屑岩段第1层—第12层为多个由砾岩—含砾粗、中粒砂岩、细砂岩及粉砂质泥岩构成的向上变细的旋回组成。每一旋回的下部为砾岩—含砾粗、中粒砂岩，顶部为薄层粉砂质泥岩或砂质生屑微晶灰岩。砾岩和粗、中粒砂岩为很纯的石英砂岩，碎屑组分几乎全为石英和燧石岩屑，成分成熟度高。颗粒分选中等到好，圆度较好，颗粒间多为亮晶方解石胶结物，其次为以石英次生加大形式出现的硅质胶结物所充填，部分为自生高岭石胶结物充填。砂岩中常发育有板状、槽状交错层理。旋回间以冲刷面接触，大部分旋回顶部保留了薄层或透镜状的粉砂质泥岩或砂质生物微晶灰岩。旋回顶部的粉砂质泥岩厚度均较薄。在第4层顶部的砂质生屑微晶灰岩透镜体中，含有海百合茎、有孔虫、苔藓虫、绿藻、介形虫、腹足类等化石。上述这些特征说明，旋回下部的粗碎屑岩形成于较浅水的前滨环境，而顶部之粉砂质泥岩则可能形成于水体稍深、水动力条件较弱的近滨环境。因此这种向上由粗变细的沉积旋回，反映沉积水体逐渐加深的过程。而每一旋回实际上代表的是一次海水由浅变深而后又由深变浅的沉积，只是由深变浅的海退部分的沉积物大部分都因后来处于基准面以上，遭受侵蚀冲刷而未能在剖面上保存下来，这种发育不完全的大多只保留了向上由粗变细的海进沉积的沉积旋回，在高能的具粗碎屑沉积的滨海地区可能不是罕见的。
图3—13塔里木盆地北部柯坪地区石炭—二叠系典型剖面层序地层分析图
从四石厂组这套碎屑岩旋回总体的变化规律来看，从下往上总的趋势是粒度逐渐变细，砂岩中钙质生物碎屑的含量及钙质胶结物的含量逐渐增加，再向上则过渡为康克林组的浅水陆棚相的碳酸盐岩，说明这段碎屑岩的沉积环境是一个水体逐渐加深的海侵过程。同时在图3—13上还可以看到，各个向上由粗变细的基本沉积旋回在剖面上组成了四个更高—级的向上由粗变细的旋回，它们显然是反映四次海进海退的沉积过程。即代表着四个沉积层序。上部碳酸盐岩层段（第13—22层）可划为了两个层序。
下面分别以四石厂组最下部的碎屑岩层序和康克林组下部的碳酸盐岩层序为代表进行分析。
3.2.2.2下部碎屑岩层序
层序的底界面为泥盆系与石炭系间的不整合面，不整合区域性展布，冲刷特征很明显，易于识别。界面之下为上泥盆统的克孜尔塔格组褐色中砂岩，之上为上石炭统的四石厂浅灰、红紫色粗砾岩（图3—13）。
此界面为Ⅰ型不整合面，层序为Ⅰ型层序。
在层序的下部四石厂组发育了二个正粒序旋回层：旋回下部为含砾粗砂岩或粗砂岩，向上为中—细砂岩，顶部为碳质泥岩。旋回间以冲刷面接触（图3—14），个别旋回发育不完整，一部分被冲刷掉。砂岩多以透镜体形式出现，延伸不远，发育有槽状或板状交错层理，砾石沿纹层面富集，但未见青鱼剌双向交错层理。碳质泥岩X衍射结果表明，其主要成份为高岭土，说明形成于大陆环境或滨岸的海洋环境，在泥岩中发现有海百合茎化石。利用微量元素V、B，根据Potter图解，属淡水相（图3—15）。
该层序砂岩粒度分析数据表明，样品既有单峰，又有双峰，多峰（图3—16、3—17）。砂丘、成熟海滩、下游河道为单峰；粗粒河道砂、河口坝、波浪带为双峰；标准偏差（分选系数）大；既有正偏，也有负偏（多数河流显示为正偏，海滩趋于对称，负偏或稍有正偏）；峰度高（高峰度说明沉积物的早期沉积环境分选能力很强，而在有少量外来物质加入后，其环境的分选改造能力弱）。
据萨胡经验判别公式：
Y=0.2825X-8.7604a2-4.8932S+0.0482K
（其中X为平均值；a为标准偏差；S为偏度；K为峰度。）
Y＞-0.74190为浅海环境；
Y＜-0.74190为河流（三角洲）环境。
图3—14石炭系四石厂组内沉积旋回
图3—15开派兹雷克剖面上石炭统底部微量元素V、B投在Patter图解的淡水区
图3—16四石厂组砂岩粒分析（PC004-R10）单嶂、负偏
图3—17四石厂组砂岩粒度分析（PC002-4）双峰、正偏
样品中Y值全部大于﹣0.74190。在显微镜下，颗粒磨圆较好，分选不好，大小混杂，岩屑占有一定比例。
从这些特征，我们可以判断这些旋回形成于滨海或海岸平原环境，而碎屑沉积物由河流供应。碎屑物在沉积之后，兼具了河流和海洋的特征。沉积作用可能发生在河道中，沉积物的侧向迁移形成槽状或板状交错层理，海水、潮汐的作用比较弱，因而没有双向交错层理，粒度分析中也没有发现两段跳跃组分。侧向迁移造成砂岩厚度不稳定，呈透镜体形式。显示出一个总的向上变细的趋势，代表着沉积水体逐渐加深过程，属于海进体系域沉积。
该层序中高水位体系域不很发育（很薄），它可能与可容纳空间变化引起的强烈冲刷，使得高水位期沉积物不易保存有关。可容纳空间的变化引起侵蚀基准面的调整。从水体向陆地，侵蚀基准面与河流平衡剖面基本重合。河流的侵蚀（下蚀、侧蚀）与沉积是受河流的侵蚀基准面控制的，而一般河流注入的水体面可作为下蚀作用的极限—侵蚀基准面。基准面的调整在盆缘是湾线（bayline，河流环境和近海、湖三角洲环境的分界线），而不是滨线（Shoreline，近海、湖三角洲环境和海洋、湖面环境的分界线。据H.W.Posamentier,1988），即调整到岸线三角洲。
下蚀和侧蚀共同降低河床的坡降和河流的活力。河流的总趋势是准平原化，当河床的坡降逐渐减小，河流的活力仅能克服其负载时，河流的下蚀作用和堆积作用将达到平衡状态，此时河流的纵剖面称为河流的平衡剖面。由于各种自然因素是经常变化的，河流的地质作用是难以达到动态平衡的，因而平衡剖面只是一个理想剖面。在理想状态下，河流平衡剖面的形态是一条下坳的圆滑曲线。现代许多大河的纵剖面与此接近。若河流的侵蚀基准面下降时，下切作用和向源侵蚀作用将会加强，结果是使河谷深切作用向源头方向伸长；而当侵蚀基准面上升时，会引起基准面以上河段发生回水，直接减弱河流的下蚀作用，甚至转变为以沉积作用为主。
河流相沉积在地史中保存的概率是比较低的，但能保存下来的则说明可容纳空间的存在，即因可容纳空间增大，侵蚀基准面抬升，原先的侵蚀区变为沉积区，沉积下来的地层因可容纳空间的存在和增大而保存下来。当可容纳空间减小时，侵蚀面向下调整，下伏地层就要受到剥蚀，处于最大海进期的岸线附近的高水位期沉积，在可容纳空间不能继续增长时，是很难保存下来的。这是该剖面碎屑岩层序中普遍缺失高水位体系域的原因。
3.2.2.3上部碳酸盐岩层序
上部碳酸盐岩层段从第13—22层，包括两个层序，此处以下面一个层序为例来讨论。
1.层序底界
从第13层向上为下二叠统的康克林组，底部为含砾粗砂岩，与下伏层序界线截然，且有冲刷现象。
2.水进体系域
从第13层向上，由底部的含砾粗砂岩，到深灰色中—厚层状生物泥—泥粒灰岩（单层厚30—100cm），层厚稳定，延伸远，含有大量生物化石，主要以蜓为主，伴有腕足、有孔虫、苔藓类，特别是到第14层的深灰色薄—中层状的粒泥灰岩（单层厚10—50cm），生物化石异常丰富，含量可达70%，生物个体大，
在该体系域内准层序的界面——水泛面不明显，从下向上岩层层厚有所减小，有机碳、微量元素含量增大，化石逐渐增多，且个体由小增大，说明水深随可容纳空间而增大，水动力减弱（浪基面以下），但仍在透光带内，能为生物提供丰富的食物，生物死后壳体没有破碎而得以保存。退积特征不明显，岩相、岩性没有大的改变，说明可容纳空间的增长速率是不大的。
3.高水位体系域
由于可容纳空间增长速率的降低，水泛面的特征更加不明显。第15层深灰色薄—中层状生物灰泥—粒泥灰岩，层厚5—15cm，底部较薄，含有泥质，黄铁矿。第16层深灰色中层状含生物屑灰泥—粒泥灰岩，单层厚10—20cm，中间夹有一小生物丘（图3—18），底部长65cm，高30cm，切片后为珊瑚。第17层深灰色中层状生物粒泥—泥粒灰岩，层厚一般15—20cm。第18层灰色厚层状生物屑泥粒—颗粒灰岩，层厚一般50—70cm。在每一层的顶部有—薄层（约10cm）的深灰色钙质泥岩，可作为水泛面的开始。
从下向上，岩性由粒泥灰岩变为泥粒、颗粒灰岩，层厚增加，颜色变浅，第15层向上，
图3—18康克林组内的生物丘
4.层序的顶界面
从第19层灰色含砂屑灰泥—粒泥灰岩（单层厚10—20cm）出现，标志水体再次随可容纳空间增大而变深，至第20层生物化石又一次富集。可容纳空间变化速率的改变，标志着上一个周期的结束，下一个周期的开始。因此把第18层的顶面作为层序的顶界面。
5.密集段
从上述分析可以看出，可容纳空间的增长速率相对比较小，岩相、岩性特征没有大的变化，因此密集段不如奥陶纪剖面典型。
第14层生物化石（有孔虫、
⑧ 志留纪的生物介绍
就无脊椎动物而言，志留纪有许多独特之处。最常见的化石包括笔石、腕足类、珊瑚等 。笔石以单笔石类为主,如单笔石(Monoraptus)、弓笔石(Cyrtoraptus)、锯笔石(Pristioraptus)和耙笔石(Rastrites)等,它们是志留纪海洋漂浮生态域中最引人注目的一类生物。早期并有自奥陶纪上延的双笔石类的代表，如双笔石(Di-ploraptus)和栅笔石(Climacoraptus)等。笔石分布广，演化快，同一物种可以在世界上许多洲发现。根据笔石演化的阶段特征及特殊类型的地质历程，在地层对比中有独特的价值。志留纪分统分阶的界线确定主要依赖于笔石带。
腕足动物的数量相当多，在浅海平底底栖生物中常占有绝对优势。所以，志留纪时代被誉为腕足类的壮年期。通常个体较大、铰合线短、发育匙形台和腕器官的五房贝族是最具特征的一类代表，它们始见于晚奥陶世，到志留纪达于鼎盛。具腕螺、铰合线较长的石燕族，始见于志留纪最早期，它的起源至今还是个谜。具腕螺、铰合线短的无洞贝族和无窗贝族自奥陶纪延续上来之后，一直稳定发展。在奥陶纪达于极盛的正形贝和扭月贝两大族，到志留纪明显衰落。
珊瑚和层孔虫也是志留纪较繁盛的两个门类，常见于生物礁、生物丘和生物层中。志留纪的珊瑚包括四射珊瑚、床板珊瑚和日射珊瑚，数量和属种类型繁多，至泥盆纪达于鼎盛。层孔虫的最盛期也在泥盆纪，所以志留纪是它们的准备期。这些生物都是今日海洋中早已灭绝了的，它们营固着底栖的生活方式，所以在地理分布上有明显的区域性，但其幼虫阶段可以浮游，又使其有可能广泛分布在合适的环境中。
腹足类和双壳类到志留纪仍继续缓缓地发展。它们在整个古生代，无论在丰度还是分异度上，都不如腕足类。腹足类和双壳类在今日海洋中占着优势，所以研究它们的生态及其生活环境，对于认识远古时期的这两个门类有重要的意义。
与奥陶纪相比，志留纪头足类中的鹦鹉螺明显减少，如奥陶纪常见的内角石类至志留纪时绝灭了，没有新的大类在志留纪中出现。中国南方下志留统顶部的秀山组盛产以四川角石(Sichunocers)为代表的鹦鹉螺化石，但无论在数量上还是分异度上，都不及奥陶纪。
海百合类是志留纪发育最成功的一种棘皮动物，在中国兰多维利世地层中常见的花瓣海百合(Petlocrin-us)和螺旋海百合(Spirocrinus)都是常见代表。它们的个体形状，与现代海洋中的相比，差别很大。志留纪海林檎的生活方式与现代的比较相似。
在节肢动物中，曾称霸于寒武纪的三叶虫，经过奥陶纪一度繁盛之后，到志留纪明显衰落。在局部地区和层段，地方性分子仍常见，并具有重要的地层对比意义。中国华南常见的王冠虫(Coronocephlus)、霸王虫(Se-nticucullus)等就是例证。介形虫与三叶虫相比，远处于劣势，但局部可以相当丰富。在兰多维利世晚期到普里道利世，介形虫还是有用的标准化石。板足鲎类(Eu-rypterids)是志留纪无脊椎动物中最重要的食肉类代表。它们能游泳。初现 于奥陶纪，它们最强烈的生态冲击是在志留纪和泥盆纪。与头足类中的菊石族不同，板足鲎类不仅见于海洋中，也到半咸水甚至淡水中生活。
牙形石在志留纪仍稳定发展它演化快、分布广,成为继笔石之后，对比志留纪地层的又一重要的化石。几丁虫(Chitinozo)在某些类型的沉积中也相当丰富，它个体很小，呈黑色，状如瓶颈、棍棒或小球。它的地层意义亦在增长。 志留纪的鱼化石是保存好而可靠的最早鱼类记录，但比较原始，数量不多。中国志留纪的鱼化石相对地较多，最早的代表见于兰多维利世的晚期。
志留纪地层中具有最早的陆生植物化石记录。志留纪后期出现大面积海退，半陆生的裸蕨类植物进一步繁育。
⑨ （三）生物礁
生物礁（reef）是一种特殊的碳酸盐沉积地质体。生物礁主要产于碳酸盐台地内部和台地边缘等沉积环境。现代海洋中生物礁和古代地层中的生物礁分布极为普遍，尤其是在全球造礁期形成的生物礁，如泥盆纪生物礁、二叠纪生物礁和三叠纪生物礁等广泛分布于世界各地。国内外地质学家、沉积学家和石油地质工作者通过多年研究已经发现，生物礁为许多金属层控矿床和油气资源的富集地之一，因此，研究生物礁无论是对于沉积学理论发展还是对于国民经济建设，都具有重要意义。
1.生物礁的概念
按照生态和地层特征，生物礁可划分为生态礁和地层礁。生态礁是指由造礁生物组成的、坚固的、具有抗浪能力的碳酸盐构造，具有明显的突起地貌。生态礁必须要有能够构成坚硬骨架的造礁生物在海底原地固着生长、筑成具有抗浪性能的突起构造。但是，在古代地层中，往往很难看到像现代珊瑚礁那样的具有明显的造礁骨架，而只能看到残留下来的造礁生物原地生长的痕迹。因此布莱特等（1973）提出了地层礁、生物岩隆（builp）和生物泥丘（mound）等概念。地层礁不强调生物造架的作用，而只要有生物的参与，能够提供骨屑成分，生物礁厚度比同期沉积物大，外部形态呈凸起或丘状。
由此可以认为生态礁的概念是基于对现代海洋生物礁沉积研究所得出的一种狭义的生物礁；而地层礁则是基于对古代地层中的生物礁沉积研究所得出的一种广义的生物礁。一个完整的生物礁应包括：
生物礁必须具有造礁生物形成的生物骨架，原地生长痕迹明显，而非异地生物堆积而成；
生物礁生长部位应位于波浪作用带，并且具有一定的抗风浪能力；
生物礁具有水下隆起地貌，沉积厚度比相邻地区要大；
生物礁不一定要发育完整的造礁生物骨架，但必须有造礁生物的原地生长痕迹；
生物礁一定是生物成因。其他非生物成因的碳酸盐隆起与生物礁有本质区别。
与生物礁概念类似的还有生物丘、生物层、生物滩和生物礁滩等。
生物丘类似于生物礁，只是某些造礁生物的骨架坚固程度差，造成生物丘的抗风浪能力差，造礁生物各个个体之间发育充填较多的低能环境的碳酸盐灰泥，反映生物丘环境形成的水动力能量属中等偏低，如蓝绿藻生物丘、海绵生物丘、珊瑚生物丘等。
生物层与生物礁和生物丘概念有本质区别。生物层是指造礁生物之外的其他生物堆积在一起，虽然生物形态保持完整，也有原地生长痕迹，甚至是具有隆起地貌形态，如腕足生物层、有孔虫生物层、苔藓虫生物层等，但由于生物层缺乏造礁生物及其骨架，因此，不属于生物礁。
生物滩是指生物碎屑的杂乱堆积体。生物滩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动力粉碎，也可以是异地搬运而来。生物滩中的生物碎屑含量一般大于50%，生物碎屑之间的填隙物可以是泥晶灰泥，也可以是亮晶方解石胶结，这主要取决于沉积时的水动力能量。生物滩的最大特征是生物呈碎屑状产出，生物无原地生长痕迹。
生物礁滩属于生物礁与生物滩的过渡类型，经常发育于生物礁的顶部或礁坪地带。生物礁滩的成因主要为风暴浪将原有的生物礁或正在生长的生物礁彻底打碎，经水动力搬运后重新堆积而成。与生物滩不同，生物礁滩中的生物主要为造礁生物，也见附礁生物，如有孔虫、苔藓虫、介壳生物等。
2.生物礁的类型
1）按形态可划分为点礁、丘状礁、宝塔礁、马蹄形礁、环礁、小环礁和层状礁
点礁也称斑点礁或补丁礁。礁体呈圆形或不规则状，是在潟湖或滨外海底较小隆起上形成的孤立的小礁体。现代海中点礁主要发育在陆棚上，位于浪基面以上而止于海平面。
丘状礁呈孤立的近于圆形的、浪基面以下的较深水碳酸盐堆积体。他和宝塔礁都是指陆棚边缘或盆地内的单个岩壁。
宝塔礁为向上变小的锥状礁体。因成礁期海底持续下降而形成，多出现在深水带。
马蹄形礁多分布于开阔海盆中，向风一侧礁体发育，背风一侧不发育，礁体凸面迎风。
环礁的礁体围绕海底比较大的隆起的边缘生长，连接成环状，中心部分凹下成潟湖。它出现在滨外广海中。
小环礁位于障壁岛（礁）的向陆一侧，是一种环状的生物堆积，中心的潟湖很浅。
层状礁的分布面积很大，位于碳酸盐台地上，相当于前述之生物层礁。
2）按生成的位置划分为岸礁和堤礁
岸礁紧靠海岸生长，平顶，向海一侧的斜坡陡，有由礁体破碎物组成的崩塌堆积。多生于陡峭的海岸上，呈曲线状，在岸礁的向陆一侧有时有一平底水道。此水道很宽时则称之为为堤礁。
堤礁也称堡礁或障壁礁。生长于缓平的滨海带，其分布平行于岸线而距他有一距离，中间隔以潟湖。有时有几排堤礁出现。现代最大的堤礁在澳大利亚东北岸，长2000km，古代已知最大的堤礁是美国新墨西哥州东南部与得克萨斯州西部的二叠纪的“船长礁”，厚400m以上，长达640km以上。
3.生物礁的岩性特征
前人的石灰岩分类中均单独划分出生物礁岩石，例如原地礁岩、生物岩等。恩布里和克洛文（1972）把礁石灰岩的岩性细分为三类：
1）骨架岩
骨架岩（framestone）即生物骨架灰岩，原地块状化石构成坚固骨架，基质（灰泥）、胶结物及孔隙充填了骨架间的空间，亦即直立的坚硬的生物形体组成。
2）障积岩
障积岩（bafflestone）即障积灰岩或生物捕集灰岩。沉积物含丰富的茎状（枝状）化石遗体，成为基质堆积的一种障壁。亦即由于有这种对波浪的障壁，才使细的灰泥得以沉积下来。因此，在这种岩石中，基质的数量是重要的。
3）黏结岩
黏结岩（bindstone）即生物黏结灰岩，他是通过生物的黏结作用而形成的。当生物分泌有机质时，通过生物化学作用而使海水中碳酸钙沉淀在生物体的周围，因之可以看到在生物遗骸的周围充填的是含有机质的纤状方解石，或泥晶包壳（泥晶套）；有时只见到生物遗体周围充填了均匀的泥晶方解石（灰泥），有或无有机质浸染。这类岩石的特点是没有连生硬体的生物支架。
上述三种造礁岩石的结构反映了造礁生物的三种抗浪的作用方式或成礁方式，即：骨架式、障积式及黏结式。任何古代礁和现代礁的生成方式可能不外此三种。例如加拿大上泥盆统生物礁自下而上分为三个带，反映了礁在不同发育阶段的不同成礁（抗浪）方式（图5-24）。四川龙门山前上三叠统生物礁属于黏结-障积式，其中，海绵起了障积作用，蓝绿藻捕捉灰泥，起了黏结作用。现代礁常可看到完整的骨架。古代礁一般看不到完整的骨架，或只见局部的骨架相连，这可能是由于成岩后生变化所破坏，或者某些古代礁可能根本就没有骨架。他可能是通过黏结式、障积式、黏结-障积式的成礁（抗浪）作用而建筑起来的。
图5-24 加拿大上泥盆统生物礁岩相分布特征
（据刘宝珺，1985）
4.生物礁相的划分
生物礁相可划分为礁核、礁翼、礁前（后），以及基底、礁间沉积和盖层六类。
礁核（reef core）为礁的核心能抵抗波浪作用的部分，原地生成的岩石块体，位于造礁生物造成的生长支架以内。在礁核内除了造架生物以外，还有附属生物。生物保留于原地生长的状态，此外还捕集了大量的灰泥物质。通常礁核只占礁体的10%～30%。
礁翼（reef flank）为礁核的周围与礁核呈指状交接并局部覆于礁核之上的礁体一部分。它可占礁体的70%～90%，岩性主要是礁核崩塌下来的碎屑和灰泥。
礁前和礁后（reef front and backreef）为线状礁向海一侧的礁翼即礁前，向陆一侧的礁翼即礁后。礁前带坡度陡峻，而形成崩塌堆积物如角砾岩，以及部分砂级细碎屑岩。礁后带坡度缓，水动力弱，沉积物主要是来自礁核的碎屑，以及分选好的内碎屑、鲕粒和球粒。丘状礁体的礁翼沉积均具礁前性质，而无礁后性质的沉积物。
基底（basement）因礁的生长基底大都是海底的凸起地形，比较稳固的地方，如碳酸盐台地上的滨、丘、海底火山顶，上升的盐丘顶、沙洲、砂坝等。
礁间沉积（inter-reef deposit）为礁体之间与礁同期的沉积物，它可以是碳酸盐岩或者是陆源岩石。因礁体的堆积速度快，厚度大，故与礁间沉积为指状交接的界限。
盖层（caprock）属礁顶之上的地层，代表礁发育终止后的沉积环境，如礁盖层为深水盆地沉积，则说明礁形成后，地壳是下沉的。如礁盖层为蒸发岩，则指明地壳上升。
5.生物礁沉积相的判别标志
1）原生标志
造礁生物原地生长加积特征明显，大多数的礁都能发现造礁生物，而且大都起了造架作用，亦即在礁核部位能发现造礁生物原地生长的痕迹。必须是造礁生物在原地生长加积，而不是海流、波浪等物理营力搬运堆积形成的。所在造礁生物的共同生态特征是具有原地生长和抗浪性，他们应是群体底栖固着生长的（否则只能成为介壳滩）。生物礁中造礁生物的数量一般认为在30%～50%即可能造礁，但他们分布不均匀，局部甚至只达20%。
生物礁的三种岩石特征明显，礁核是原地堆积的生物成因的碳酸盐岩和其他的化学沉淀的沉积岩，极少为碎屑岩。在露头上他与礁翼岩石有明显的分界线。礁核常见骨架岩、障积岩和黏结岩三种。
礁翼（有的是礁前）是礁核的塌积物，与非礁的塌积物的区别是碎屑来自礁核，与礁核岩性相同。礁后沉积物包括中低能潮坪的内碎屑、包粒、球粒、灰泥，以及来自礁核的生物碎屑、砾屑和砂屑等。
结构构造如生物连生骨架构造，与重力相反的纹理（如蓝绿藻所造成的叠层状纹理）；生物原地生长的构造标志：示底构造、块状（无层理）构造、原生海绵状孔洞、塌积物的原始倾斜层理及角砾状结构，以及广泛发育的贝壳结构等。
礁一般具有古地貌隆起，岩体垂直幅度比围岩的大，与围岩的界限可以是楔形指状交接、渐变或端面接触。
生物礁自下而上三层结构相序明显，由于礁的发育阶段一定，故其层序也一定，自下而上为生长基底、生物礁和礁盖层。生长基底可能是滩、泥丘、砂坝等隆起地形；礁盖层可能是深海泥灰岩、页岩，海退的蒸发岩、大陆砂泥岩或侵蚀间断、无盖层等。
2）次生标志
次生标志主要为广泛发育皮壳状或结壳状结构，其次为生物礁体岩性多孔，可促使溶液流动，因之礁容易遭受溶解作用、重结晶作用、白云岩化、石膏化及硅化等成岩后生变化，并产生大量次生孔隙。
⑩ 叠层石的环境解释
（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 Cockn, 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