沉积岩石学重点bj

沉积岩:沉积岩是地表及地表以下不太深的地方形成的地质体，它是常温常压下由风化作用、生物作用和某些火山作用形成的物质经过搬运作用、沉积作用和成岩作用形成的一类岩石。沉积岩石学：是研究沉积岩（包括沉积矿产）的物质成分、机构构造、分类和形成作用以及沉积环境分布规律的一门地质科学，是岩石学的一部分，但又是一门独立的学科。沉积岩演化的阶段性：1、 物质形成阶段（风化作用、生物作用和某些火山作用）2、 物质的搬运和沉积阶段（沉积物-疏散物质）3、 物质沉积后作用阶段（包括沉积物的同生作用阶段、沉积物的成岩作用阶段、沉积岩的后生作用阶段）（沉积岩-固结岩石）沉积物的来源陆源物质一一母岩风化产物包括碎屑物质、不溶残余物、溶解物质深源物质一一火山碎屑物和深部卤水1、 火山作用喷发带到地表形成的火山碎屑物和其伴生的气热液2、 地下水携带的物质3、 沿深断裂流出地表的热卤水、温泉水、热液等（蒸发岩、萤石、重品石矿床）生物源物质一一生物残骸和有机质1、 生物残骸（如动物外壳、骨骼以及植物的遗体）：内源沉积岩的主要成分2、 生物的软体（有机质部分）：碳氧化合物——有机体（1） 不可溶——干酪根（2） 可溶——烃类、沥青等（石油）宇宙源物质——陨石、宇宙尘埃风化作用类型物理风化作用——地表岩石在原地发生机械破碎而不改变其化学成分也不新矿物的作用称物理风化作用。化学风化作用——地表岩石受到水、氧气和二氧化碳的作用而发生化学成分和矿物成分变化，并产生新矿物的作用。生物风化作用一一生物对岩石的破坏作用。以花岗岩为例说明母岩风化产物的类型及与主要沉积岩类型的关系分为三类：碎屑物质——母岩机械破碎的产物，如石英、白云母、其它矿物、岩屑，这类风化产物是碎屑岩的主要物质来源。不溶残余物——母岩在分解过程中新生成的不溶解物质，如A12O3、SiO2、Fe2O3等残留原地，这类风化产物是形成粘土岩或铁矿物的主要物质来源。溶解物质——母岩在分解过程中形成的溶解物质如Na2O、K2O、CaO等河水带走。这类风化产物是形成石灰岩、盐岩，锰、铁、磷质矿物等的主要物质来源。沉积物成分成熟度：是指碎屑沉积物在风化、搬运、沉积作用的改造下接近最稳定的终极产物的程度。埋藏成岩作用：多用于描述陆源碎屑沉积盆地中的碎屑沉积物随埋藏深度增加，主要由于机械压实作用、化学胶结作用和溶解作用，致使岩石逐渐变致密、孔隙度减小、物性变差等一系列物理和化学变化直到变质作用。沉积分异作用：是指母岩风化产物以及其他来源的沉积物在搬运和沉积过程中会按颗粒大小、形状、比重、矿物成分和化学成分在地表依次沉积下来的现象，也叫地表沉积分异作用。沉积后作用：沉积后作用是从沉积物到沉积岩，以及在沉积物形成以后再到它遭受风化作用或变质作用即到其被破坏或发生质的变化以前，发生的一系列的变化或作用，是沉积岩的形成和演化的重要阶段。同生作用：是指沉积物刚刚沉积后而且尚与上覆水体相接触时的变化，也称“海底风化作用”或“海解作用”。准同生作用：这一变化发生在同生作用后，沉积物已基本与水体脱离，但基本上还未脱离沉积时的环境，沉积物与上覆水体之间发生的变化（主要指潮上带来的疏松CaCO3沉积物被高镁粒间水白云化的作用）。成岩作用：指沉积物到沉积岩，以及在沉积岩形成以后再到它遭受风化作用或变质作用，即到期被破坏或发生质的变化以前，发生的一系列的变化或作用，是沉积岩的形成和演化的重要阶段。或：是指沉积物已基本与上覆水体脱离的情况下，由疏松的沉积物转变为固结的沉积岩的作用。沉积岩的构造交错层理：由一系列与层系界面斜交的纹层（前积层）组成，层系可以彼此平行交错、切割，组成不同形态的交错层理，也叫斜层理。韵律层理：又称韵律层。其特征是组成层理的细层或层系，在成分上、结构上以及颜色上作有规律的重复变化。最常见的韵律层理是缟状层理与粒序层理。韵律层理的成因很多，可以由潮汐环境中潮汐流的周期变化形成潮汐韵律互层.也可以由气候的季节变化形成浅色层与深色层成对互层构成的季节性的韵律层理。还可由浊流沉积形成复理石韵律层理等。波痕的研究意义：一根据波痕类型可以了解岩石的形成条件；二不对称波痕能指示介质的流动方向；三浪成波痕可指示地层的顶底；四海湖波痕在平面上的分布有平行滨线的趋势，这种趋势具有古地理意义。波痕的研究方法：在野外研究波痕时，应测量其波峰走向、陡坡倾向和倾角、波长、波高及不对称度;观察波痕在平面上的形态和分布，并注意其内部构造特征。根据一个区域内系统测定的波峰走向和陡坡倾向的大量数据，可绘制玫瑰图，以帮助判断古流水方向和古海湖岸线的延展方向。层理：是沉积物成层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、形状或填集方式的突变或渐变而显现出来。对比水平层理和平行层理的异同点：水平层理：主要产于细碎屑岩（如泥质岩、粉砂岩）和泥质灰岩中。在比较弱的水动力条件下悬浮物质沉积而成的。FrV1出现在低能的环境中如湖泊深水区；泻湖及深海环境。细层平直且与层面平行，细层可连续或断续，细层约0.1~nmm。平行层理：主要产于砂岩中。在比较强的水动力条件下形成的Fr＞1出现在急流及高能的环境中如河道、海滩、湖岸。外貌与水平层理极相似，沿层理面剥开可见剥离线理构造，常与大型交错层理共生。碎屑岩碎屑岩成分：1碎屑成分（＞50%），2填隙成分碎屑岩的碎屑成分：1矿物碎屑（石英、长石、重矿物）；2岩屑（火成岩岩屑、再旋回沉积岩岩屑）碎屑岩的基本组成：1、 碎屑成分：是岩石的主体部分，占整个岩石体积的50%以上，并决定了岩石的基本特征。2、 杂基：是碎屑颗粒之间由机械沉积作用沉积下来的较细粒物质。3、 胶结物：对碎屑颗粒起胶结作用的化学沉积沉淀物4、 孔隙：是指岩石中未被固体物质所占据的部分，分为原生孔隙，次生孔隙。结构成熟度：是指碎屑物质经风化、搬运和沉积作用的改造，使之接近终极结构特征的程度。结构成熟度愈高，表示碎屑物质分选性愈好，杂基含量越少。砾岩砾岩：指由粒径大于2mm、含量大于30%、粗大的碎屑颗粒组成的粗粒碎屑岩。底砾岩：因位于海浸层序底部而得名，代表一个长期的沉积间断之后所开始的新的沉积，与下伏岩层呈不整合或假整合接触。底砾岩的特点是：分布面积不大但较稳定，砾石磨圆度高、分选性好，成熟度高粒度由下至上逐渐变细等，代表长期侵蚀间断的产物，是判断构造运动和区域不整合存在的重要标志。这种砾岩的成分一般比较简单，稳定性高的坚硬砾石较多，磨圆度高，分选性好；杂基含量少，主要是砂质一粉砂质成分，这表示它们经历了长距离的搬运。通常分布范围广，如山东汶南、蒙阴一带，上侏罗统汶南亚组与下伏寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系呈超覆不整合接触。在不整合面上，汶南亚组底部有底砾岩，砾径1—5cm，砾石成分以石英岩为主（约占80%—90%），其次为石灰岩和少量火成岩，磨圆度好，多为钙质胶结，厚约5—6m，分布普遍。杂砂岩：杂砂岩是指杂基含量多（＞15%）的砂岩。杂砂岩的形成条件：快速侵蚀、搬运和沉积形成的，在不同的气候条件下形成。典型的杂砂岩常堆积在急速沉降的浊积岩或复理式建造中。粘土矿物类型及代表矿物：粘土矿物的晶体结构主要是由两个最基本结构单元组成，即硅氧四面体和铝氧八面体。由于单位晶格的大小相近似，四面体层与八面体层很容易沿C轴叠合而成为统一的结构层，此结构层称为结构单位层，简称品层，几个结构层组成晶胞。四面体层八面体层的不同组合堆叠重复，便构成了各种粘土矿物的不同层状结构。1:1型：由一个四面体层与一个八面体层重复堆叠构成，常见于高岭石族矿物，也称为高岭石型。2:1型：由两个四面体层间夹一个八面体层重复堆叠构成，常见于蒙皂石和水云母族矿物，也称为蒙皂石型。2:1:1型：2:1:1型由2:1型结构单元层再叠置和连接一个似水镁石八面体层面而构成。所叠置的八面体层可视为2:1型结构单元的层间物，故也可归为2:1型或三层型，常见于绿泥石族矿物。火山碎屑物质的类型按物态分为：玻屑、品屑及岩屑（1） 玻屑：（分玻屑、塑性玻屑）a当地下熔浆上升全地表附近时，熔于其内部的挥发组分特别是H2O和CO2骤然出溶汽化膨胀，形成泡沫状岩浆，而后气孔壁被炸裂破碎在空中快速冷凝形成。玻屑被抛到空中，由于体积小（一般粒度小于0.5mm），冷却快，形成各种独特的弧面多角形形状，在显微镜下呈各式弧面棱角状如镰刀形、半月形、鸡骨状、海绵骨针状等形态。酸性熔浆挥发分含量较高，所以玻屑在酸性岩石中较发育。基性岩浆爆炸不强烈，玻屑中含有大量的气孔，则呈浮岩结构，这种玻屑称浮岩状玻屑或浮岩碎屑。b、塑性玻晶：弓形、弧面多角状玻屑未被抛入空中或喷发高度不大，堆积时处于高温可塑状态，在上伏堆积物的压力下压扁、拉长而发生变形，彼此常平行排列，并绕过刚性品屑和岩屑，显示假流纹构造。上述玻屑性质不稳定，常因脱玻化而成结品质，一般边部呈梳状，中心为微粒状镶嵌结构。（2） 晶屑：按其来源有两种：一种是火山爆发时，熔浆中已结品的斑品，另一种是火山喷发时火山通道中粗粒结品质岩石被崩碎形成的矿物碎屑。品屑的外形常不规则，一般呈棱角状，有的因受熔浆的熔蚀而呈圆形或港湾状，另外发育裂纹。品体主要是石英、钾长石及斜长石，其次是黑云母和角闪石，其中黑云母品屑在大气中爆炸形成暗化边，若是地下隐爆时，则无暗化边。（3） 岩屑：岩屑由构成火山基底或火山管道的岩石在火山爆发时爆裂而成。刚性岩屑：早期形成的火山岩，也可以是沉积岩和变质岩。因具刚性，常呈棱角状。半塑性岩屑：从火山口抛出时是炽热的岩浆团，在空中飞行时往往发生不同程度的冷却、固结，并伴随着旋转、扭曲，然后落地形成火山弹。火山弹是一种具特定形态和内部构造的火山碎屑岩。其外形有纺锤状、椭球状、麻花状、梨状、饼状、牛粪状等，内部具气孔，呈同心层分布。塑性岩屑：熔浆爆发堆积时尚未固结，呈炽热塑性状态，压扁拉长成火焰状、透镜状（称为火焰石或浆屑）。火山渣及浮岩块：是一种无定形的渣状块体（孔隙度可大于50%），系多孔的熔浆团被抛到空中迅速冷却，或喷射高度较大，变成固体，坠落时撞击地面，被碎裂成大大小小的碎块而成。火山碎屑岩：是由火山爆发所产生的同期火山碎屑物质、经空气或水介质的搬运、堆积、固结而形成的岩石，它不包括由已固结的火山碎屑岩经风化、搬运、再沉积的岩石。火山碎屑岩结构：1、 粒度结构1） 集块结构：火山碎屑物粒度＞100mm，一般超过50%，不少于1/3。2） 火山角砾结构：火山碎屑物粒度介于100-2mm之间，一般超过50%，不少于1/3。3） 凝灰结构：火山碎屑物粒度介于2-0.01mm之间，一般超过50%，不少于1/3。4） 尘屑结构：火山碎屑物粒度V0.01mm，一般超过50%，不少于1/3。火山尘是最细的火山碎屑物，它是一种玻屑和品屑的混合物，在高倍镜下也不易分辨其形态，但在扫描镜下可以看出，空们呈碎屑状。2、 成因结构1） 塑变（熔结）结构：主要由塑变玻屑和塑变岩屑彼此平行重叠熔结构成，其中可含少量刚性碎屑物。按粒度右进一步分为熔结集块结构、熔结角砾结构和熔结凝灰结构，以后者最为常见。2） 碎屑熔岩结构：这是属于火山碎屑岩和熔岩之间过渡类型的结构，火山碎屑被熔浆胶结，熔浆冷凝后结构都比较细。按火山碎屑物粒度可进一步划分为集块人岩结构，角砾熔岩结构和凝灰熔岩结构。3） 沉火山碎屑结构：这是属于火山碎屑岩和正常沉积岩之间过渡类型的结构，以火山碎屑物为主，混入较少的正常沉积物，按火山碎屑物粒度进一步划分为沉集块结构、沉火山角砾结构和沉凝灰结构，后者比较常见。4） 凝灰沉积结构：这是以正常沉积物为主的过渡类型岩石的结构，在正常沉积物中混入有少量火山碎屑物，名称以正常沉积岩结构为主，前面加上“凝灰”字头，如凝灰砾岩状结构、凝灰泥质结构、凝灰沉积结构、凝灰碳酸盐结品结构等。狭义火山碎屑岩的主要岩石类型有：集块岩、火山角砾岩、凝灰岩。陆相与海相火山碎屑岩系的区别标志1.陆相与海相火山碎屑岩系的区别标志海相火山碎屑岩系海相火山岩系的主要代表是细碧一角斑岩系。其特点是广泛的钠长石化作用，火山玻璃分解为含水的硅酸盐。由于绿帘石化和绿泥石化，岩石呈绿色，枕状构造十分发育。出于海水中喷发一沉积的特殊环境，常具有：韵律性层理，即不同粒级的火山碎屑物互层产出，主要为上粗下细的正韵律；各个夹层的厚度及粒度一般较稳定；往往可见到凝灰岩向沉凝灰岩和凝灰质砂岩（或泥岩）的过渡现象；与下伏海相沉积岩层多呈整合接触，或其中有海相夹层其中常含海相动植物化石陆相火山碎屑岩系由于熔浆流出地表时易于氧化，因而常呈红褐色一黑色，火山岩系与下伏岩层多呈不整合或假整合接触。分布于其中的火山碎屑岩系的特点是：岩相及厚度变化大；含梨形、椭圆形、纺缍形、球形等特征的火山弹；存在泥石流角砾岩；熔结火山碎屑岩类比较发育；凝灰岩多半比较疏松；时有陆相砂砾岩和页岩夹层，并常见植物化石和淡水动物化石。内碎屑：内碎屑是沉积盆地中沉积不久的、弱固结或固结的碳酸盐沉积物，受波浪、潮汐水流或风暴等的作用，破碎、搬运、磨蚀、再沉积而成的碎屑。根据直径的大小，把内碎屑划分为砾屑、砂屑、粉屑等5个级别。鲕粒：具有核心和同心层构造的呈球状、椭球状颗粒，直径小于2mm，其核心可以是陆源碎屑，内碎屑，生物碳酸盐颗粒等。亮晶：在薄片中一种干净透明的品粒，是充填于原始颗粒孔隙中的化学沉淀物质，对碳酸盐岩颗粒其胶结作用，粒度大于0.01mm.亮晶方解石胶结物与粒间灰泥的区别：一亮晶晶粒较大灰泥较小二亮晶较清洁明亮灰泥较污浊三亮品胶结物常呈现出栉壳状等特征的分布状况灰泥则不是这样当岩石发生重结品作用时，灰泥常变为较大的晶体，亮品方解石胶结物也将发生变化。这时要把灰泥重结品的方解石与亮晶方解石区分开就有一定的困难。在重结品作用不太强烈时可以用以下特征区别：1亮晶方解石胶结物的栉壳状结构仍可隐约看出，品形较好，品体边缘较平直，品体较明亮；2灰泥重结品的方解石品体常呈粒状的似花岗变品结构，品面弯曲并互呈镶嵌状，品体的明亮程度较差，而且还可看到灰泥的残余，决不呈现栉壳状结构等。但是，当岩石的重结品作用较强烈时，就不可能把两者区分开了。这时，只好笼统地把这两种非颗粒组分称为“基质”或“填隙物”。福克石灰岩分类方案福克的石灰岩分类是三端元分类：以滑颗粒、微品方解石泥、亮品方解石胶结物，相应的分出亮晶异化石灰岩（I）、微品异化石灰岩（II）和微品石灰岩（III），加上生物岩（礁石灰岩）共四类石灰岩。福克把I、II类叫做异化石灰岩，把III类叫做正常化学岩。根据异化颗粒的类型及其他特征，福克又把上述四类石灰岩细分为11种主要的石灰岩类型。福克的分类有三个优点：①把碎屑岩结构观点系统的引进碳酸盐岩中来，②首先提出异化颗粒和异常化学岩的观点，打破了石灰岩一统的“化学岩”的观点，③创建了一整套全新的石灰岩结构分类和术语系统。因此，福克的分类具有很重要的意义。其分类也有明显的问题：①把亮品方解石胶结物这个非独立的单元与颗粒和灰泥并

列，②未考虑重结品作用的影响，③分类中“清规戒律”太多，④使用了非描述性的成因术语。白云石化作用：石灰岩部分地或全部地被白云石交代的作用成为白云石化作用。反之，白云石也可以被方解石交代，成为去白云石化作用。亮晶方解石胶结物与新生变形方解石的区别在碳酸盐岩中广泛发育着新生变形方解石品体，它们在光学显微镜下与亮品方解石胶结物的特征有许多相似之处。两者的主要区别如下：1） 新生变形品体大小不均，常呈斑块状或不规则状分布；亮品胶结物充填孔隙或呈皮壳状形式出现。2） 孔隙胶结物具充填组构，其长轴常垂直孔隙壁生长，向孔隙中心晶体增大，个数减少；新生变形晶体的似球状斑块则相反，中心为微亮品，外部为放射状排列的较大的长形品体。3）新生变形品体可破坏颗粒边界，但常保存其残余组构；铸型颗粒小的亮晶胶结物不破坏颗粒边界，其特征与孔隙充填组构类似，常具两个以上世代，不同世代晶体的成分和组构可以不同。4） 亮晶胶结物干净透明，不含原岩残余物；新生变形品体因常含上述杂质而显得较浑浊，当有机质多时，还会使晶体显淡褐色或略具多色性。5） 新生变形品体品间界面一般为弯曲状；胶结物亮晶品间界面较平直，三个晶体接合时合成一个180°的贴面，接合率高达30%〜73%。6） 骨骼的重结品共轴环边（交代环边）切割邻近的基质或颗粒，胶结物的共轴环边与邻近的胶结物或颗粒分界清楚，无切割。胶结类型一在碎屑岩中，填隙物的分布状况及其与碎屑颗粒的接触关系。决定碎屑岩胶结类型的因素一碎屑颗粒与填隙物的相对数量、碎屑颗粒之间的接触关系。基底胶结一填隙物（杂基）含量较多，碎屑颗粒在杂基中互不接触呈漂浮状，杂基支撑结构。孔隙胶结一最常见的颗粒支撑结构，碎屑颗粒构成支架状，颗粒之间多呈点状接触，胶结物含量少，只充填在碎屑颗粒之间的孔隙中。接触胶结一亦为一种颗粒支撑结构，颗粒之间呈点接触或线接触，胶结物含量少，分布于碎屑颗粒相互接触的地方，孔隙中无胶结物。镶嵌胶结一颗粒之间为线接触、凹凸接触，甚至形成缝合线接触。颗粒支撑。石英砂岩（狭义）特征及成因1）石英碎屑＞90%，含少量长石和燧石等岩屑，重矿物含量极少。

石英大都为单品石英，磨圆好，分选好，缺少泥质。几乎所有的石英都含有包裹体。长石主要是微斜长石、正长石和钠长石。岩屑可能只包含少量磨蚀好的燧石和石英岩等。胶结物大多为硅质，次为钙质、铁质及海绿石等。化学成分：SiO2含量高，可达99%。颜色：大多为灰白色，有些略带浅红、浅黄、浅绿等色调，主要取决于胶结物的颜色。沉积构造：常见波痕、交错层理等。成因：母岩：由于成分成熟度高，而在火山岩中含量最多的是花岗岩(石英大于45%)就花岗岩也难以提供石英含量达90%的砂岩，所以它的母岩应为早先存在的砂岩，再次被风化改造：长期风化、长期搬运、充分的分选和磨蚀作用，沉积产物，所以它是多旋回的成因。形成环境：主要产于海洋环境，石英砂岩是由于高能的海滩环境强烈筛选和磨蚀作用形成。杂砂岩有人认为石英砂形成高能的浅滩环境，造成磨圆好，分选好，而沉积于障壁后的低能环境，而形成杂基含量高的基底或胶结。大地构造环境：稳定的大地构造环境和长期的风化作用。长石砂岩特征及成因主要由石英和长石组成，Q<75%，F>25%，R<10%。石英颗粒一般不规则，磨圆度差，有较多的多晶石英。长石含量高，F>25%，以钾长石和酸性斜长石为常见。含有大量云母碎屑，白云母和黑云母都常见，含量高达10%以上。岩屑在长石砂岩中通常作为附属成分。重矿物一般比石英砂岩类含量高，可达1%，成分较复杂。含有少量粘土杂基。胶结物常为钙质，有时为铁质，硅质较少。化学成分与其花岗质母岩极其相似，富含A12O3和K2O。粒度一般较粗，分选性和磨圆度变化很大。

（11） 颜色一般为肉红色（钾长石），也有呈灰色或白色的。（12） 沉积构造类型多样。成因：母岩：由于长石的稳定性较差，在遭受化学风化和机械磨蚀时很容易破碎分解，因此要形成长石的大量沉积，母岩是含长石丰富的花岗岩和花岗片麻岩类。形成环境：常形成于山间拗陷，边缘拗陷地区的河、湖环境中，海成岩很少见。成因意义：（1）长石砂岩和长石杂砂岩：形成在构造活动比较强烈的地带，由于强烈侵蚀与快速堆积，形成分选性差、圆度差、不稳定重矿物多、粘土杂基含量也高，甚至形成长石杂砂岩。有人称为构造长石砂岩。（2）长石砂岩：形成于比较稳定的构造和气候干燥和寒冷的条件下，母岩风化以机械风化作用为主，是经过长期缓慢的侵蚀，长石长距离的搬运，形成分选性和磨圆度都比较好、长石也比较新鲜、重矿物稳定组分含量高的长石砂岩，有人称为气候长石砂岩。三级分类命名原则:是一种最重要的岩石粒度分类命名原则，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%的粒级以形容词“**质”的形式写在基本名的前面；含量25%〜10%的粒级作次要形容词，以“含**”的形式写在最前面；含量少于10%的粒级一般不反映在岩石的命名中。碳酸盐沉积期后作用特点：碳酸盐沉积物的成岩作用与碎屑岩相比有较大差异，具有成岩早，压实弱，后期改造强烈，受环境控制明显的特点。碳酸盐沉积物的成岩过程快，有的甚至在地表就已经固结成岩。由于其成岩快，故在埋藏过程中受到的压实作用不如碎屑岩明显.埋藏过程中后期改造强烈，容易发生破裂作用和溶解作用。受环境控制明显，不同沉积环境形成的碳酸盐沉积物其成岩作用有很大的差异。上述差异是由碳酸盐沉积物的化学成分碳酸钙（镁）的自身性质所决定的。二氧化硅胶结物来源：第一，来源于地表水和地下水。不论在哪种水中，氧化硅的溶解度均高于石英的溶解度（6mg/L），又低于非品质SiO2的溶解度（120mg/L）。这可能是较浅处石英自生加大胶结物的主要来源，不过只有保持孔隙水的长期循环，而且有氧化硅的不断补给的条件下才能形成大量的石英胶结物。第二，来源于硅质生物骨壳的溶解。碎屑沉积物中的硅藻、放射虫、硅质海绵骨针以及其他分泌氧化硅的生物骨壳，在沉积后将很快溶解，溶解作用一直进行到水中非品质氧化硅饱和为止。第三，来源于碎屑石英压溶作用。溶出的氧化硅，往往在受压溶颗粒附近的孔隙中沉淀成石英的次生加大边。第四，来源于粘土矿物的成岩转化作用。在页岩与砂岩互层的地层中，页岩中的粘土矿物在成岩转化过程中有SiO2析出，并进入邻近砂体的边部成胶结物沉淀下来。蒙脱石或蒙伊混层粘土向伊利石转化，可析出可观的SiO2。第五，来源于硅酸盐矿物的不一致溶解作用，以长石为重要。以钾长石为例：4A1Si3O8+2CO2+4H2O一Al4(Si4O10)(OH)8+8SiO2+2KCO3(钾长石) (高岭石)第六，来源于火山玻璃去玻化和蚀变成粘土矿物或沸石类矿物过程中析出的SiO2。去玻化作用常发生在近地表浅处，所以常产生非品质蛋白石胶结物。第七，来源于海底火山喷发。海底火山喷发可直接提供大量氧化硅。碳酸盐胶结物来源：海水和流动的孔隙水能持续地带入溶解的碳酸盐，为碳酸盐胶结物的主要来源。孔隙水溶解碎屑沉积物中的介壳和碳酸盐颗粒，溶解的物质又作为成岩期的胶结物沉淀下来。砂岩中碳酸盐颗粒的压溶，也可以由砂岩层上下碳酸盐岩地层的压溶提供大量的碳酸盐胶结物。这是较深处碳酸盐胶结物的主要来源之一。白云岩的生成机理：一、 原生沉淀作用以化学沉淀的方式从水体中直接沉淀出来的白云石。现在，在常温常压条件下，在实验室中尚未合成出真正的、化学计量的白云石。在已发现的近代白云石实例中，最“过硬”的原生白云石的实例有两个。澳大利亚南部的考龙潟湖中的白云石特点：水很咸、PH值很高、植物很茂盛通过光合作用，植物从水中吸取CO2,从而使水的PH增高，就促使白云石沉淀。湖水中的白色悬浮物是很细的高镁方解石和富钙白云石。据测定，白云石的堆积速度为0.2~0.5mm/年。真是太快了！美国加利福尼亚深泉盐湖中的白云石面积约13km2,冬春季湖水深30cm，在十热的夏秋季，只有少量盐水。湖底沉积物中，广泛地分布着白云石。白云石品体大多＜川m。内部是化学计量的白云石，外部是富钙的。白云石的堆积速度为0.05〜0.0叩m/ka。真是太慢了！二、 毛细管浓缩作用一同生白云化作用在现代热带地区的潮上带，其表层的碳酸盐沉积物中正在进行着准同生白云化作用。在这种潮上带，刚沉积不久的表层沉积物，主要是文石。这些沉积物还是疏松的，其粒间充满着水。这些粒间水，在开始阶段是正常的海水。由于气候十热，蒸发作用强烈，这些粒间水就不断地向空气中散发。同时，海水又通过毛细管作用，源源不断地补充到这些疏松的沉积物的颗粒之间。久而久之，这些粒间水的含盐度就变大了，正常的海水就变成了盐水。从这种盐水中首先沉淀出来的是石膏，也可能还有一些其他盐类矿。石膏的沉淀使粒间水或表层积水的Mg/Ca比率大大提高。正常海水的Mg/Ca约为3:1〜4:1，而干热地区潮上地带表层沉积物的粒间水或表层积水，其Mg/Ca可达20:1，甚至更高。这种高镁的粒间盐水或表层水经常与文石颗粒相接触，将不可避免地使文石被交代，被白云化，即使文石转化为白云石。2、特征泥晶、粉品具潮上环境特征，如蒸发矿物（石膏、石盐等）