❶ 事件沉积学的研究方法
事件沉积学认为沉积物都是各种地质事件的记录。可以说，正是地质事件的种类与规模的差异导致了沉积物的多样性，因此对它们的研究手段也不同。针对事件沉积作用所形成的沉积岩与正常沉积作用所形成的沉积岩在研究方法上基本一致，主要包括两大方面。
1.野外研究
野外研究主要是在露头剖面上进行宏观观察和描述，主要观察事件沉积发育的层位、厚度、垂向序列、岩石类型及其与正常沉积岩层的叠置关系等。并根据研究目的采取相关的样品，为室内测试分析和综合研究提供基础资料。
2.室内研究
室内研究以显微薄片为基础，常量元素分析、微量元素发射光谱分析、粒度分析、矿物染色和以激发光分析、黏土矿物和碳酸盐岩矿物X射线衍射分析为常规项目；其他项目如扫描电镜和电子探针分析、热分析、红外吸收光谱分析、原子吸收光谱分析为补充项目或扩展项目；孔隙测量、透射电子显微镜、稀土元素分析、稳定同位素分析、有机质分析等为专项分析。
当然，在研究过程中室内采取何种测试分析方法，主要是根据研究任务、研究目的不同而采取不同的方法。
❷ 物理沉积模拟研究方法与步骤
对湖盆沉积砂体的形成与演变依据一定的科学准则对碎屑沉积砂体的形成与演变进行模拟是碎屑岩沉积学发展的重要边缘分支学科，也是研究碎屑沉积体系分布的一条重要途径。物理模拟研究就是将自然界真实的碎屑沉积体系从空间尺寸及时间尺度上都大大缩小，并抽取控制体系发展的主要因素，建立实验模型与原型之间应满足的对应量的相似关系。这种相似关系建立的基础乃是一些基本的物理定律。如质量、动量和能量守恒定律等。
1.物理模拟研究的基本步骤
现在看来，碎屑沉积模拟一般可分为物理模拟和数值模拟两个方面。物理模拟是数值模拟的基础，可以验证数值模拟的正确性；数值模拟反过来可以有效地指导物理模拟，使物理模拟具有一定的前瞻性。应当说，物理模拟与数值模拟相辅相成，对实际问题的解决可以起到相互促进的作用。
物理模拟是对自然界中的物理过程在室内进行模拟，其发展历史已逾百年，在水文工程及河流地貌学上应用较广，已经初步建立了一套理论基础和实验方法。至于开展碎屑沉积砂体形成过程及演变规律的物理模拟，还是近二十年的事情。应当承认，碎屑砂体沉积过程的物理模拟与水文工程的模拟是两类不同性质的模拟过程。水文工程的物理模拟是在现今条件确定的情况下，预测未来几十年内河道淤积演变对水文工程的影响，所涉及的时间跨度非常短暂；而碎屑砂体形成过程的物理模拟则是在沉积初始条件基本未知，依靠沉积结果反演沉积条件，从而逼近沉积过程的一种模拟。它所涉及的时间跨度是地质时代，一般在几千至几万年甚至几十万年的时段内，因而研究难度比较大。值得指出的是，形成一个碎屑砂体的时间与该砂体形成后所经历的更加漫长的成岩时间是两个概念。碎屑物理模拟所考虑的时间是碎屑沉积体系的形成时间。
物理模拟的关键是要解决模型与原型之间相似性的问题，也就是说，实验模型在多大程度上与原型具有可比性是成败的标准。为此物理模拟实验必须遵从一定的理论，这种理论可称之为相似理论。模型与原型之间必须遵守的相似理论包括几何相似、运动相似及动力相似。
碎屑物理模拟一般都在实验装置内进行，物理模拟的方法步骤可概括为如下步骤：
1）确定地质模型。所涉及的参数包括盆地的边界条件（大小、坡度、水深、构造运动强度、波浪、基准面的变化等）、流速场的条件（流量、流速、含砂量等）、入湖或海河流的规模及分布、沉积体系的类型、碎屑体的粒度组成等。
2）确定物理模型。由于自然界中形成沉积体系的控制因素较多，确定物理模型的关键是抓住主要矛盾，而忽略一些次要因素。好的物理模型应当反映碎屑沉积体系的主要方面。物理模型的主要内容是确定模型与原型的几何比例尺与时间比例尺、流场与粒级的匹配、活动底板运动特征以及模型实验的层次。
3）建立原型与模型之间对比标准。实验开始前应确定每个层次的实验进行到何种程度为止，是否进入下一个层次的模拟，所以确定合适的相似比十分重要。
4）明确所研究问题的性质。应当明确沉积学基础问题的研究可以假设其他因素是恒定的，而重点研究单一因素对沉积结果的影响，但实际问题的解决往往是复杂的。各种因素之间是相互制约的，因此必须综合考虑。一般应从沉积体系的范畴思考问题，而不能仅从某个单砂体着手就事论事。因为单砂体是沉积体系甚至是盆地的一部分。
5）确定实验方案。即在物理模型的基础上，进一步细化实验过程，把影响碎屑沉积的主要条件落实到实验过程的每一步，特别应注意实验过程的连续性和可操作性。因为实验开始后一旦受到某些因素的影响而被迫中断，再重新开始时，该沉积过程是不连续的（除非在形成原型的过程中确实存在这种中断），流场的分布将受到较大影响，因此，实验开始前的充分准备是十分必要的。
6）适时对碎屑搬运沉积过程进行监控。因为沉积模拟研究是对地质历史中沉积作用的重现，是对过程沉积学进行的研究。所以沉积过程的详细记录和精细描述是必需的，只有这样才能深入研究过程与结果的对应性。
7）过程与结果的对应研究。实验完成后对沉积结果的研究一般可采用切剖面的方法，对碎屑沉积体任一方向切片建立三维数据库，并与沉积过程相对应，比较原型与模型的相似程度，从而对原型沉积时的未知砂体进行预测。目前已经做到的对比项目有相分布特征、厚度变化、粒度变化、夹层隔层的连通性及连续性、渗流单元的分布等。
2.物理模拟的实验方法
1）确定模拟区的规模及层位。在对模拟原型进行研究的基础上，根据要求确定模拟的地质层位。若模拟区块较大或模拟层段较厚，一般要进一步细分，才能保证模拟的精度。
2）确定模型的比尺。一般来说应保持x、y、z三个方向为同一比尺，即物理模型为正态模型，这样可保证模拟结果的精度较高；若为变态模型，变率一般应小于5。
3）确定实验装置的有效使用范围。当原型与模型的比尺确定后，实验装置上有效使用范围便随之确定。
4）确定原始底形。按实际资料，将模拟层位以下地层的底形按比例缩至实验装置内。
5）确定加砂组成。按模拟层位的粒度分析资料并加以确定。
6）确定洪水、平水、枯水的流量。一般根据模拟原型沉积时的气候特点，结合现代沉积调查及水文记录，概化出流量过程线，按流量过程施放水流。
7）湖水位控制。根据原型研究，按比例选择合适的初始沉积时的湖水深度，另外，应确定每一阶段的沉积过程是否在高位体系域、低位体系域或是水进水退体系域内进行，最好明确一种体系域变化为另一种体系域的时间长短，即变化速率，因为这关系到实验过程中湖水位的调节。
8）确定加砂量。一般洪水、平水、枯水的加砂量明显不同，加砂量的确定应与流量过程匹配，并考虑水流能够搬运为原则，同时应明确实验过程为饱和输砂还是非饱和输砂。
9）含砂量控制。此参数是储集砂体地质研究中不能获得的参数，一般采用现代沉积调查的结果进行类比，按洪水期、平水期、枯水期分别设计，也可以设计为一个区间，按流量调节。
10）河道类型。国外物理模拟研究在实验开始前，一般在原始底形上塑造模型小河，以使水流首先有一流道。该模型小河对以后的沉积作用不产生太大的影响。随着实验的进行、水流会自动调整。但一般若原型资料较好，在缩制原始底形时，已存在水流的通道不需要设置模型小河。
11）确定河岸组成。在需要设置模型小河时，应考虑河岸的组成，因为这关系到河岸的抗冲性以及河道的迁移和决口。一般应考虑原型的特征来设计。
12）活动底板控制。活动底板运动是地壳运动在实验室内的表现，它从宏观上控制了沉积作用的特征和样式。首先应明确原形沉积时构造运动的类型与性质、构造运动的强度与时期，这涉及活动底板运动的幅度和速率是否造成断层及断距的大小等。
13）过程监控。由于沉积模拟研究是对砂体的形成过程进行研究，所以实验全过程的监控是分析对比过程与结果必不可少的，国内外一般采用与时间同步的电动照相机和对实验过程全程录像的方法，辅以详细的观察描述来对实验过程进行跟踪监控。
14）过程细化。将实验过程细化为若干个沉积期，每一个沉积期对应一个单砂体或一个砂层组，每一期沉积过程结束后，详细测量各种参数、边界形态等。
15）剖面研究。实验完成后，对沉积砂体进行纵、横剖面的切片研究，并与过程相对应，最终与原型砂体进行对比，检验实验结果的准确性。
16）整理各类资料、数据，为数值模拟研究提供必要的信息。
3.物理模拟的标准
碎屑沉积过程物理模拟成功与否的判别标准就是实验模型与原型相似程度的高低。在油气勘探阶段，可以与地震剖面和测井曲线所反映出来的砂体类型和砂岩厚度进行对比。在油气开发阶段，可以与测井曲线和开发动态相比较。目前各类静态参数（粒度、厚度、连续性、连通性、砂体延伸方向和规模、沉积相类型等）的符合率一般为70%，动态方面的对比尚没有深入研究。
4.物理模拟的局限性
（1）尺度的限制
任何物理模拟实验装置由于受到场地及装置大小的限制，不可能无限制地扩大规模。如果原型的几何规模比较大，要想在室内实现模拟，就只有缩小比例，而任何比尺的过度缩小，都将造成实验结果的失真和变形，导致原型与模型之间相似程度的降低。根据目前实验水平，一般x、y方向的比例尺控制在1∶1000之内较合适。z方向的比尺控制在1∶200之内比较理想。实际工作中，一般使x、y、z方向比尺保持一致，即选用正态模型准确性较高。某些情况下，根据原型的形态特点，x、y、z方向的比尺允许不一致，即选用变态模型，但二者相差不宜太大，否则容易造成实验结果的扭曲。
（2）水动力条件及气候条件的限制
自然界碎屑沉积体系形成过程中，水动力条件非常复杂，有些条件在实验室内难以实现，如潮汐作用、沿岸流、水温分层、盐度分异以及沉积过程中突然的雨雪气候变化等影响因素，这些都在一定程度上影响了实验过程的准确性。
（3）模型理论的限制
在物理模拟相似理论中，诸多相似条件有时并不能同时得到满足，而某个条件的不满足就可能导致实验结果在一定程度上失真。例如，要使模型水流与原型水流完全相同，必须同时满足重力相似与阻力相似，但二者是一对矛盾；又如悬浮颗粒的运动，现有模型中关于沉降速度的相似条件有沉降相似和悬浮相似，很显然，二者也不可能同时满足。因此实验方案设计中，提取起主要作用的因素显得十分重要。
尽管碎屑沉积体系的物理模拟存在上述许多局限，但它在促进实验沉积学的发展、研究碎屑体系形成过程及演变规律、预测油气储集砂体的分布方面愈来愈显示出它独特的优势。
❸ 沉积岩的研究方法
7.1.2.1 沉积岩区基本层序的调查
基本程序的调查是沉积岩区野外工作的基本内容。沉积岩区的区域地质调查和填图应使用地层学与沉积学相结合的方法，即沉积地层的基本层序调查-区域地层格架调查-区域地层模型研究的方法。该方法体系的主要部分是描述性的。
（1）基本术语
基本层序（Primary sequence）基本层序是沉积地层垂向序列中按某种规律叠覆的单层组合，一般能在露头范围内观察到，代表一定地层间隔的发育特点。基本层序内各单层在沉积时不一定完全连续，但其顶、底常由更明显的侵蚀或突变界面限定。基本层序内各单层一般是有某种成因联系的，是一个沉积过程不同阶段的产物（图7.4）
图7.4 中侏罗世红层基本层序
（据贵州省区域地质调查大队资料编绘）
a、c分别为习水良村三岔场剖面上沙溪庙组42～46层和28～29层，a主要为辫状河沉积，c为曲流河与洪泛平原沉积，其基本层序顶界依明显的间断面划分（以密集钙质结核为标志），由c-a可看出河流类型的变化；b为花溪老蛇冲剖面下-上沙溪庙组60～71层，各基本层序下部兼并现象十分明显，说明更靠近盆地边缘
基本层序是具体的、包含偶然性、地方性特色的描述实体。基本层序应根据可以看到的单层叠覆规律和界面特征来划分，而不受其成因或环境解释的影响。法国人（J.布兰，1977；Ch.鲍梅罗尔，1990）把这种组合称为基本层序或层序（Sequence）。
基本层序内各单层一般是有某种成因联系的，对查明一定地层间隔的成因、形成环境和沉积作用具有重要的意义。
相（Facies）相是一种具有特定特征的岩石体（里丁，1985）。沉积地质学中的“相”具有不同含义，可以指沉积岩形成环境，如海相、北方相（古地理环境）；可以指成因，如浊积岩相、风成相；可以指构造，如地槽相、磨拉石相等。这些都是根据岩石实体的岩性、古生物组合特征等抽象出来的解释性用法。就沉积岩来说，“相”是指具体的岩石，每一种相都必须有可观察、可测量的特征，包括颜色、层理、成分、结构、沉积构造、化石和成岩变化特征等，如红色板状交错层砂岩相。
地层学中的“相”常指岩石地层单位横向变化或穿插时，某一有限部分的岩性与古生物等的综合特征，如砂质相、泥质相、钙质相、笔石页岩相、壳灰岩相等。泥质相可体现为泥岩占优势的一套岩石组合，而非仅限于泥岩（图7.5）。
图7.5 地层学中常用的“相”概念示意图
（据Wheeler and Mallory，1956；转引自Krumbein and Sloss，1963，略有修改）
图示两个岩石地层单位，其一由灰岩组成，另一由页岩及砂岩组成。页岩及砂岩单位又分两个“相”：c-e与d-f之间砂岩（＞50%）为主，称砂质相；其外侧以页岩（＞50%）为主，称泥质相。泥质相与砂质相分界在平面上的投影为c-d，与具体的岩石分界线a-b不同
相模式（Faciesmodel）相模式是对特定沉积环境或沉积作用或其产物普遍特征的概括和简化的表达形式。常见的相模式有直观的环境模式，理想化的作用 -产物模式（垂向相模式）等。
基本层序与理想相模式之间的共同点，可以帮助解释该层序的沉积环境和形成作用机制，预测其相邻的环境与产物，以减少盲目性，增强预见性。
旋回（Cycle）地质学中，把按一定顺序变化并且反复重现的过程、产物或完成该过程经历的时间称作旋回。一般认为，旋回过程的条件演变是大体对称的，其终点应有恢复到起点的条件。但也常有终点与起点条件极不相同的，如侵蚀旋回、浊流旋回等。可见按一定顺序变化，并反复重现（不一定连续重现）是旋回的主要鉴定依据。在沉积岩序列中，常有一系列岩层或不同级别的层序按一定顺序叠覆且反复重现的现象，岩层的叠置顺序多不对称，也有少数对称的，从而显示出不同等级的非对称或对称旋回（Asymmetri⁃cal /Symmetrical cycle）（图7.6）。
韵律（Rhythm）“韵律”和“旋回”常被当作同义词。但严格地讲，两者含义不完全相同。韵律主要指一、两种过程或岩石按一定间隔（常较小）和顺序，稳定而频繁的重现。如米兰柯维奇韵律指页岩-灰岩、泥灰岩-灰岩、泥灰岩-白垩或灰岩-白云岩等层对（Bed couplet）；而由4～6个层对组成的层束（Bundle），则应称为旋回。韵律的规律性叠覆可构成旋回。
图7.6 德国西南盆地中三叠世上壳灰岩上部层序
（据T.Aigner，1985，略有修改）
a—一次风暴作用产生的自旋回性向上变细层序，底为强烈侵蚀面，顶为生物扰动层；b—一系列低级风暴向上变细层序叠置成高一级的向上变粗层序，相当该地层间隔的不对称他旋回性基本层序，其上部兼并现象十分明显；c—一系列不对称的向上变粗层序叠置成两个再高一级的他旋回性层序，一为向上变细的退积型层序，另一为向上变粗的进积型层序，它们又构成更高级的对称他旋回性层序。1—泥灰岩及生物潜穴；2—丘状交错层-砂纹层理的颗粒灰岩；3—平行层理颗粒灰岩；4—递变层理颗粒灰岩；5—腕足类及海百合
《沉积学网络全书》建议：把两种不同单层的交互称“韵律”；而反复出现的、至少由三种不同单元组成的层序叫“旋回”（R.W.Fairbridge and J.Bourgeois，1978）。
韵律沉积可能成为新的有效的高分辨率测年工具（A.G.Fischer et al.，1990）。
（2）基本层序的类型
A.旋回性基本层序
由于沉积作用本身具有自旋回性，只要外界随机因素的干扰不过分强大，沉积作用产物就会呈现旋回性特点，所以沉积序列多带有旋回性。这也是识别、划分基本层序的主要依据之一。旋回性基本层序是由三个以上的单层按一定顺序依次叠置而成的（图7.7），多在一定地层间隔内反复重现（图7.4）。因此，可以用基本层序的个数及代表性的单层组合来表示该地层间隔的组成与结构特征。
这种基本层序多是某种周期性过程中他旋回与自旋回机制联合作用（以前者为主）的产物，它不仅是解开沉积作用和环境之谜的钥匙，而且其中一部分还可能成为详细测时的工具。当然可以出现自旋回性沉积，如一次风暴作用或一次沉积物重力流的产物等。
图7.7 安徽巢湖地区寒武纪基本层序
（据安徽省区域地质调查队资料编绘）
a—山凹丁组；b—冷泉王组；c—半汤组①具鸟眼藻纹层白云层；②交错层白云岩；③波状层理白云岩；④砂屑白云岩；⑤纹层状白云岩；⑥砂砾屑白云岩；⑦鲕粒白云岩；⑧含盐假晶的白云岩
单调的中、薄层状韵律（如页岩-灰岩，泥灰岩-灰岩，砂岩-页岩等反复重现）沉积层序，可根据其中单层的特征，如粒度、厚度、层理特征、颜色、砂泥钙质的富集趋势、生物含量及活动遗迹和成岩特征等的变化规律识别出旋回性的基本层序（图7.8）。
图7.8 新疆尼勒克北于赞下石炭世阿克沙克组代表性基本层序
（据李永军等，2014）
旋回性基本层序还可以根据其单层宏观叠覆特征划分：向上变细或向上变薄型（图7.4），向上变粗或向上变厚型（图7.9a）以及混合型（向上变粗再变细）等（图7.9b）。
B.非旋回性基本层序
凡肉眼看不出旋回性特征的地层间隔，如岩性均一的沉积、韵律性沉积和具有某种随机重复出现的夹层的沉积等，均为非旋回性地层序列。
图7.9 苏皖早石炭世高骊山组的基本层序
（据安徽省区域地质调查队资料编绘）
a—向上变粗层序，安徽巢湖；b—1为向上变粗（浅滩化）层序，2为向上变粗（2a）又变细（2b）的混合型层序，南京孔山；c—基本层序1，2与b类似，3～5为向上变细（河相）层序，安徽宣城王胡村。其中a为浅海内陆棚沉积，b为河口附近的沉积，c为滨海平原沉积
识别和调查该类基本层序时，可遵循下述原则和方法：在理想的情况下，岩性均一的黏土页岩、泥岩、某些礁灰岩等，以及非旋回性的韵律沉积等，应以其中明显的水下沉积间断、冲刷面或陆表暴露面等为界来划分基本层序。如其中的沉积间断难以辨认，亦可采用一种变通办法，即任取一段厚度不大的地层柱作为其基本层序，这样也能较好地表示该地层间隔的组成及结构特征。
具有某种随机重复出现的夹层的地层间隔应根据较明显的特殊沉积层，如沉积物重力流沉积、生物富集层或特殊岩性夹层的重复出现分出基本层序。
由上可见，“基本层序”与沉积学术语“相组合”（Facies association）在某些情况下是大体相当的，但比相组合的含义更广。
（3）基本层序调查
A.调查内容
基本层序调查的目的是为了较准确、客观地了解沉积序列的组成和结构，在此基础上进行形成环境、沉积作用及其时空发展变化规律的研究。基本层序调查必须坚持客观性和描述性原则，其野外调查一般应包括下列内容：
（a）单层成分：对于野外调查来说，这主要指各单层的岩石类型、特殊成分（如有用金属矿物，磷、铁、锰结核，海绿石，蒸发岩矿物等），以及古生物内容（包括实体化石和生物屑的类别与大致含量等，不能只对实体化石感兴趣而忽略了对生物屑的观察研究）。必要时，应在室内对岩石的矿物、常（微）量元素、稳定同位素和化学成分等做进一步研究。
（b）鉴别地层序列中特殊成分或成因的夹层：特殊成分或成因的夹层有生物化石富集层、地球化学异常层、含矿层、古风化壳、古土壤碳酸盐岩序列中的石英砂岩或黏土岩夹层、随机出现的块体流沉积夹层、陆相沉积中的海相夹层、风暴沉积夹层、火山灰夹层等。后两者往往还是重要的等时对比标志，有时可利用它们对地层剖面进行定量的时间对比（图7.10）。
图7.10 美国西部内陆盆地白垩纪地层的等时对比图解
（据 E.G.Kauffman et al.，1988）
根据火山灰层（×）、生物化石的首、未现（○）和某些气候旋回层对（断线）建立的等时对比；H表示间断
（c）单层的结构、构造：包括单层的厚度、形态，岩石的沉积结构（主要是颗粒形态、大小及支撑结构等）与沉积构造，遗迹化石，古生态，古流向和成岩结构与构造（如帐篷构造、干裂、内沉积物、窗格构造、各种成岩变化及胶结结构等）的研究。
（d）基本层序内各单层与基本层序间的叠覆特征和接触关系：查明基本层序内各单层间有无优选的叠覆方向，是否存在侵蚀兼并和沉积间断等，以及基本层序之间的叠覆特点。单层界面的规律性分布，很可能指示具有一定时间含义的规律性过程的存在。
（e）基本层序的纵横向变化：基本层序的纵横向变化可以明确地指示环境变化（图7.9）和高级别的旋回特征（图7.6）。横向延伸十分稳定的旋回性基本层序还可能作为地层对比的物理标志来使用。在沉积岩区的区调工作中，查明各岩石地层单位基本层序的区域性纵横向变化特征是必不可少的。
（f）与理想的相模式对比：基本层序包含着各种局部环境、作用因素和随机因素产物的自然层序，将其与理想相模式对比是非常重要的。与理想相模式的共同点可以帮助认识形成基本层序的沉积作用和环境特点，并起到预测作用；而与理想相模式的差异则说明这里还有地区性或随机性的特殊地质作用、环境和过程需要进一步研究。
B.调查方法
实测地层剖面时调查基本层序的方法是定量研究各岩石地层单位基本层序的主要方法。在图幅设计阶段实测主干地层剖面时要逐层描述，现场计算厚度，逐层做实测柱状剖面图，并以不同的符号、花纹、数据将各项调查内容准确地标注在柱状图上。柱状图的比例尺可以逐层任意选定。还要随时注意与理想相模式对比，以提高野外调查研究的预见性，及时发现问题，补充采集必要的样品和收集必要的野外资料。这样才能在现场查明各岩石地层单位的基本层序的组成、结构、类型、厚度、数量、特殊夹层、重要间断及它们的纵向变化特点，取全、取准第一手资料，为路线调查打好基础。在填图工作的后期如发现了新的情况，有必要测制辅助地层剖面时，对基本层序的调查研究方法与要求同上。
基本层序的路线调查方法是要查明实测主干剖面中已知基本层序的空间变化情况，包括其组成、结构、类型、厚度及特殊夹层与重要间断面的变化情况。发现并补充收集新类型的基本层序资料等，是路线调查时应完成的任务。填图路线有主干路线与辅助路线之分，两类路线对基本层序的调查方法和要求略有差异。主干路线应尽可能详细观察描述，对各岩石地层单位中发育最好的、新发现的、不同类型的代表性基本层序，均应现场做好柱状剖面图，并记录其他必要的测量数据。记录要图表化，特殊夹层、重要间断等要准确标定于野外手图上。辅助路线只要求作最典型的、新的基本层序柱状图。
7.1.2.2 沉积岩的野外观察与描述
（1）碎屑岩的野外观察
A.成分
对复成分砾岩可选择1～2m2的良好露头，统计100～200 个粒径3～4cm的砾石成分，计算其百分含量，以确定砾岩成分。并观察其砾石大小在垂向上的变化及砂岩夹层，用以指示沉积旋回和层理特征。
对砂岩主要观察砂级碎屑主要物质组分和岩石类型。
B.结构
观察碎屑岩的颗粒形态，主要对圆度、球度和形态进行观察。砾石颗粒形态判别方法是测定一定量砾石的长（A）、中（B）、短（C）轴，求砾石的等轴性指数（A+C）/2B，砾石的扁平系数（A+B）/2C。砾石的形状用A、B、C三者的比例关系确定（图7.11）。
图7.11 颗粒或碎屑形态划分
（据M.E.图克尔，1984）
观察碎屑岩的组构要选择露头良好点，测量数十个砾石长轴方位、扁平面倾向、倾角及砾岩层面产状。砂岩可采集定向标本，测定砂粒的长轴方位，以研究其组构特征。
C.构造
具有交错层理的砂岩层主要测定层系组厚度、细层厚度、交错层细层的最大倾角及倾向，层系组的产状，以确定古流向，确定是交错层还是交错纹层（按层系厚度确定）。
交错纹理主要观察研究前积层的形态（板状或槽状）；爬升交错纹理，要查明逆流一侧是侵蚀面还是未侵蚀面；区分水流沙波还是浪成沙波交错纹理；观察有无构成脉状层理的泥质覆盖物，波状层理的泥质覆盖层。
交错层理主要观察交错层系的形态（槽状、板状或楔状）；前积层与层系底界面的交切关系（角度接触或切线过渡）；在底积层内查找交错纹层（顺流或逆流）；在鱼骨状交错层中查找水流改向证据；在交错层中查找内部侵蚀面，分析是否为再作用面，找低角度层面，分析是否为侧向加积作用面；分析交错层是风成（交错层系厚度大、细层倾角陡），还是海滩-前滨处形成的（削顶层系中的低角度交错层），或小三角洲的推进所形成。
D.古流向的观测
主要测定交错层理的古流向，不对称波痕较陡一侧指示水流方向；槽模呈辐射状散开一端指示水流方向；冲蚀槽可指示水流方向；长形砾石（延长率（A/B）至少为3：1）和化石常平行或垂直主流方向排列，其叠瓦状分布也可指示水流方向。
（2）碳酸盐岩的野外观察
对碳酸盐岩岩石，野外主要观察岩石颜色、单层厚度、碳酸盐岩中颗粒与泥灰岩的相对含量、颗粒类型（成因类型）及含量，沉积构造和层序特征等。主要观察风化面和新鲜面的颜色，加HCl的反应情况，岩石结构，尽快区分出是石灰岩还是白云岩（白云岩风化面呈灰黄-黑色，并有刀砍纹）；岩层构造、层理类型（厚薄、明显程度）；区分喀斯特角砾和原生角砾岩；地质形态特征，是层状还是不规则状，后者多为礁块灰岩（白云岩）；根据岩性特征、构造特征和生物化石等确定成因标志。
碳酸盐岩野外调查中，要分别对含非生物屑颗粒的碳酸盐岩及含生物屑颗粒和生物化石的碳酸盐岩、礁灰岩、结晶碳酸盐岩进行不同方法和内容的观测。
碳酸盐岩手标本的鉴定与描述要求如下：
（a）颜色：一般以灰色、灰白色为主，但由于混入物成分及含量不同，则可形成不同的颜色。如深灰色或黑色为混入有机质、黄铁矿；紫红、褐红等色为混入含水氧化铁物质；很多白云岩呈米黄色或褐色系，为含铁白云石所致，观察描述要求与碎屑岩相同。
（b）矿物成分：碳酸盐岩包括石灰岩（方解石含量＞50%）和白云岩（白云石含量＞50%）两大类，故确定矿物成分意义极大。在标本上主要是根据加稀盐酸（5%）试验确定：①加稀盐酸立即剧烈起泡并嘶嘶作响，说明岩石主要由方解石组成，应为石灰岩类；②若加稀盐酸不起泡或粉末缓慢起泡，且条痕加镁试剂变蓝说明含镁，应为白云岩类；③若加稀盐酸起泡反应后留下泥质物，则为泥灰岩类。其他如陆源矿物和自生矿物也应描述，并说明其赋存状态。
（c）结构、构造：由于碳酸盐岩的结构与岩石的成因有密切的关系，故不同成因的碳酸盐岩就具有不同的结构特征，在标本上观察碳酸盐岩的结构应先用稀盐酸或水打湿后进行。若岩石断口粗糙，并明显看出由颗粒和填隙物两部分组成，则岩石具粒屑（颗粒）结构，再进一步根据颗粒的特征，确定颗粒的类型。若断口致密，平坦光滑，或呈贝壳状，用放大镜可见晶粒，则为微晶（泥晶）结构。如由群体生物骨架和其他共生生物组成的岩石，孔洞经常发育，并为粒屑沉积物、灰泥或亮晶，胶结物充填，则为生物骨架结构。若断口呈“砂糖状”，晶粒较粗者为晶粒结构，晶粒按其大小可进一步细分为巨晶、粗晶、中晶、细晶、极细（或粉）晶、微晶等结构。
碳酸盐岩的构造除具有和碎屑岩相同的层理、波痕、干裂等构造外，还有一些碳酸盐岩所特有的构造，如叠层构造、鸟眼构造、缝合线构造及生物扰动构造等。
（d）岩石中含生物化石或生物碎屑的情况。
（e）填隙物特征及含量：填隙物包括泥晶（灰泥）基质及亮晶胶结物。泥晶（微晶）基质是与颗粒同时沉积的直径﹤0.031mm的碳酸盐微细粒屑，为充填于格架颗粒之间的填隙物，也可起固结作用，泥晶基质在标本中呈污浊、浑暗、微晶泥状；亮晶是干净透明的方解石晶体，充填于粒间孔隙之中，对粒屑起胶结作用。若岩石全部由泥晶（微晶）组成，即具泥晶（微晶）结构，为泥晶（微晶）灰岩。
（f）胶结类型：指颗粒（屑）碳酸盐岩，描述同碎屑岩。
（g）岩石命名：按结构成因分类命名原则确定岩石基本名称。即颗粒含量＞50%者为颗粒（屑）灰岩（白云岩）；颗粒含量＜50%者为微晶灰岩（白云岩）。再根据颜色，填隙物或特殊的自生矿物等综合命名。对白云岩可按白云化强度及残余的结构特征进行命名。
❹ 沉积学分析的基本思路
沉积学分析除上述基本法则外，现代沉积学研究应遵循以下几个方面的基本思路。
1.创新是科学研究的灵魂
创新是沉积学研究、学科发展和永葆生命力的不二法宝。沉积学创新应围绕和突出科学问题，运用野外和实验室所取得的已知信息，不断突破常规与已有模式和定论的约束，发现或产生某种新颖独特的新概念、新认识、新理论、新方法和新模式。
创新的本质是突破，即突破思维定式、常规戒律。创新活动的核心是“新”，它或者是概念与认识的更新或否定，或者是新的发现与发明，或者是理论与模式的重新定义，或者是方法技术手段的变革，或者是内容表现形式的创造和完善。沉积学真正意义上的创新，要改变“跟踪式”、“引进式”与“热点式”科研模式，同时要实现理论体系和方法技术体系的相互促进与提高，以方法技术带动科学发展，促进理论创新，而理论研究反过来促进实验技术方法的新发明、新创造。
2.系统地球科学观方法
地球系统是由大气圈、水圈、陆圈（岩石圈、地幔、地核）和生物圈（包括人类）组成的有机整体。系统地球科学观就是要以地球系统为整体，研究组成地球系统的子系统之间相互联系、相互作用机制，研究地球系统的变化规律和控制这些变化的机理，从而为全球变化预测及地球系统的科学管理提供理论依据。
沉积学研究要充分应用系统地球科学观，从地球系统角度审视每一个沉积过程与地球系统的相关联系。例如，大地构造沉积学就是一个非常好的例子，它是沉积学运用系统地球科学观的方法，研究区域或全球沉积作用与沉积过程的非常重要的分支学科。研究西藏羌塘盆地中生代盆地演化，如果不与全球特提斯洋的演化联系起来，也就很难真正了解盆地形成演化的过程与机制，甚至做出一些相互矛盾的结论；研究华南新元古代裂谷盆地，如果不与华南古大陆及Rodinia古大陆的裂解过程联系起来，也就很难理解盆地形成演化地球动力学机制，使研究的意义和成果难以提高和深化。这就要求，不但要阐明研究对象本身的物质组成、控制物质转换的机制，而且还要应用系统地球科学观，从地球系统的角度，研究各子系统之间的相互联系及相互作用机制，揭示改变固体地球外层的营力和改造地球表层的地球动力学机制，从而为地球资源、环境和生命演化历史研究提供理论依据。
近年来，以系统地球科学观为指导的理论体系，对沉积学的发展产生了深刻的影响，基于全球变化及地球动力学原理，以大地构造沉积学研究方法，来重新认识和解释沉积作用和沉积规律，例如，超大陆（如 Pangea，Gondwana，Laurasia，Rodinia，Columbia，Kenorland等）的形成、地幔柱与超大陆解体、雪地球与全球冰川活动、全球气候突变事件、大洋缺氧事件、大洋分层事件、星球撞击事件、凝灰沉积事件、生物灭绝事件，以及米兰柯维奇旋回等，这些都已成为沉积学研究的重大课题。
3.大地质观（One Geology）研究思路
大地质研究计划是近年来地学界倡导的一种全球性地学研究思路，2006年由英国地质调查局首先发起，并作为2008年第33届国际地质大会（IGC）的大会主题，其理论依据是系统地球科学观的具体化。大地质的主要目标是实现全球地质资料与数据的共享平台，推进地球科学数据的交流与互用，进一步提升数字地图及数据的网络快捷传播，构建地球科学专业知识和专门技术全球共享网络系统。
大地质观既给我国地质学发展提出了挑战，同时又提供了很好的发展机遇。一方面，必须打破国家及地区壁垒，建立一体化的全球地质调查和数据共享机制，实现全球尺度的地球科学专门知识、技术及数据的平等共享；另一方面，区域性数据共享，对于研究地球系统问题，如全球气候变化、全球事件、大陆动力学等创新性研究提供了领先平台。因此，大地质全球性网络数据系统和数字空间平台，对沉积学许多创新性研究具有极为重要的意义。
4.多学科交叉渗透研究
学科交叉渗透日益成为自然科学研究与创新的重要途径与手段。首先，沉积（岩石）学研究应该与地质学本身其他分支学科相互交叉渗透，这是沉积学学科发展的要求，也是沉积学研究的最基本方法，例如，与大地构造学、地层学、岩石学、石油地质学、矿床学（特别是沉积层控矿床）、地震地质学、古生物学、古气候学、古地理学等交叉渗透；其次，沉积学与一些其他相关学科的交叉渗透，形成一些新的分支学科。例如，沉积学与水力学的结合，形成了沉积动力学；沉积学与物理、化学、热力学及有机化学结合，形成了储层沉积学及有机地球化学；沉积学与地震学结合，形成了地震地层学及露头层序地层学等。
5.实验与方法技术的充分应用
测试分析技术的应用，是深化野外基本认识和升华自然科学规律的重要手段与方法。要充分利用上一节介绍的实验室分析测试成果，主要包括矿物成分与结构实验方法、同位素实验方法、化学成分测试分析方法、有机地球化学实验方法，以及其他实验方法等成果数据，开展综合研究以提高和深化科学研究的水平。
近年来，沉积学研究中还引进了大量新技术方法，如离子探针定年技术、遥感技术、Lidar技术、Insar干涉雷达技术、地震数据处理技术等。目前，大型水槽模拟实验、成岩模拟实验，以及计算机盆地模拟技术等，都试图从反演和正演两种途径，再现沉积物和沉积岩形成的全过程，重溯成层岩石圈形成和成矿的历史、分布规律及盆地地层时空三维特征，从定性研究向定量研究发展。