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方解石的介绍
方解石是一种碳酸钙矿物，天然碳酸钙中最常见的就是它。1因此，方解石是一种分布很广的矿物。方解石的晶体形状多种多样，它们的集合体可以是一簇簇的晶体，也可以是粒状、块状、纤维状、钟乳状、土状等等。敲击方解...
这是方解石吗？
敲碎了如果每块形状都一样的话就是
方解石的价格
方解石是一种碳酸钙矿物，天然碳酸钙中最常见的就是它。因此，方解石是一种分布很广的矿物。方解石的晶体形状多种多样，它们的集合体可以是一簇簇的晶体，也可以是粒状、块状、纤维状、钟乳状、土状等等。敲击方解石...
方解石的用途？
方解石是一种碳酸钙矿物，天然碳酸钙中最常见的就是它。因此，方解石是一种分布很广的矿物。方解石的晶体形状多种多样，它们的集合体可以是一簇簇的晶体，也可以是粒状、块状、纤维状、钟乳状、土状等等。敲击方解石...
方解石的用途?
方解石 晶 系：六方晶系 化学成分：CaCO3 特 性： 为最重要的碳酸盐矿物，有完全的菱 面体解理，玻璃光泽，透明至半透明， 普通为白色或无色，含有其他颜色亦不少， 条痕白色，硬度3.0，比重2.7...
高镁方解石（high magnesian calcite）是含MgCO3＞4％的方解石。
镁离子以置换钙离子的方式参加到方解石晶格中，常构成某些生物的骨骼，如棘皮动物、珊瑚藻等，或产于现代温暖浅海的碳酸盐沉积物中。它是一种不稳定的碳酸盐矿物，在成岩作用过程中即发生分解，析出镁，而变成方解石，故在石灰岩中是不存在的。
方解石见于石灰石山.广泛存在于第三纪及第四纪石灰岩，和变质岩矿床中。 方解石是地球造岩矿石,占地壳总量之40%以上,其种类不低于200种。代表产地有中国、墨西哥、英国、法国、美国,德国。世界诸国尽有此矿。
方解石石笋.黄惠勋藏方解石分为大方解和小方解，及冰州石，中国的方解石主要分布在广西,江西,湖南一带，广西方解石在国内市场因白度高，酸不溶物少而出名。在华北东北一带也会发现方解石，但常伴有白云石，白度一般在94以下，酸不溶物过高。
（一）藻类
1蓝藻和蓝藻类碳酸盐岩
蓝藻是低等的，具有叶绿素的单细胞自养植物，是非骨骼的一种藻类。
目前，蓝藻分类较混乱。其中一种是将蓝藻分成两类，一类是孔层藻类，以葛万藻为代表；另一类是绵层藻类，见于叠层石、层纹石、核形石和具藻凝块结构的岩石。
2红藻
红藻的形态比较复杂，通常为多细胞的丝状体，单细胞较少。主要分布在潮下浅水带，淡水中少。
（1）珊瑚藻科
珊瑚藻以皮壳状为主，还有分枝状、分枝分节等形状，内部细胞由纵向细胞壁和横向细胞壁组成，后者较前者发育，细胞组织一般分两部分，即下叶状体和边叶状体。生殖构造有孢子囊，呈透镜状、层状；另一种是孢子囊聚成的生殖窝，常根据它们的类型和构造特征进一步做种属鉴定。具隐粒—微粒结构的珊瑚藻出现于晚中生代，白垩纪迅速发展至今。
（2）管孔藻科
管孔藻科多呈圆柱状、包壳状、瘤状或树枝状，长数毫米，很少分节，细胞呈多边形、圆形，其细胞丝体中分隔细胞纵向发育，而横隔壁发育较差，很少保存孢子囊，有时见生殖窝。具隐微粒结构。时代为寒武纪—白垩纪。
（3）裸海松藻科
裸海松藻为中空的钙化节片，呈圆筒形、椭圆形、圆锥形，节片壁被孔贯穿，孔辐射生长，末端倾斜，且向外显著增宽，或显示髓丝的钙化痕迹。节片呈晶粒结构。时代为二叠纪。
（4）二叠钙藻
二叠钙藻叶状体不规则，节片形态变化大，呈圆形、桶形等，钙化限于外带，强者可达中心，壁常被小孔贯穿，但孔径比裸海松藻大，孢子囊位于皮层或髓部。重结晶后往往为晶粒结构，有的可见残余结构。时代为二叠纪—白垩纪。
（5）翁格达藻
翁格达藻叶状体分枝（不分节），边叶状体由简单分叉的丝体组成，丝体可以大角度分叉扭曲。具薄壁单晶结构。时代为石炭纪—二叠纪。
（6）楔形藻
楔形藻叶状体细，可能分节，由圆柱形或楔形的分枝组成，内部常有大的拉长的矩形或楔形细胞构成细胞层，呈晶粒结构。该层在分类位置上尚有争论。时代为石炭纪。
（7）灌丛藻
灌丛藻呈树丛状，具隐微粒结构。该属在分类位置上有争论。
3绿藻
绿藻的形态多种多样，由真核细胞组成，有低级的单细胞或其他群体，也有高级的呈球状、丝状、分枝状的多细胞体。绿藻分粗枝藻科（又称伞藻科）和海松藻科。绿藻可生活于各种环境，如海洋、淡水、半咸水中，以淡水中数量最多。
（1）粗枝藻科
粗枝藻科化石的保存决定于钙化作用的强弱，如果钙化适宜，叶状体内部中央茎有圆柱形、棒形、腰鼓形等，侧枝排列有非轮生式、轮生式、复轮生式；侧枝形态有披针形、棒形、球形等多种。钙化作用太强，其内部构造受到破坏，重结晶为晶粒结构，或见一些残余结构，常见有米齐藻、始角藻、蠕孔藻。
米齐藻 常为单个节片，中央茎呈腰鼓形，侧枝逐渐向外增宽呈喇叭形，围绕中央茎排列成规则的轮生体，具晶粒结构。二叠纪最发育。
始角藻 叶状体呈棒头状，横切面为圆形、椭圆形，侧枝垂直于中央茎，中央茎的基部细，向上呈稍膨大的圆锥形，末端浑圆，具晶粒结构。二叠纪较发育。
蠕孔藻 叶状体呈圆筒形，两枝分叉，通常发生弯曲或扭曲，侧枝短，紧密排列，形成规则的网眼，常含有机质。产于二叠纪。
（2）海松藻科
海松藻科又名松藻科，形体为壳状、瘤状，钙化弱，可见中心管状丝体交织组成髓部，丝体分叉，从中心向外弯曲，通常垂直到达藻体的外缘，钙化强时具晶粒结构。时代为奥陶纪—现代。
4轮藻
轮藻是一种绿色的藻类植物，形状不大，由于“叶”是辐射轮生的，所以叫轮藻。通常所说的轮藻化石，是指它的雌性生殖器官（藏卵器）。藏卵器内的卵细胞成熟受精后，其外壁的螺旋细胞能够分泌钙质而硬化，从而保存化石。藏卵器的形状为眼球形、卵形、陀螺形等，外壁具柱纤结构，中空部分为亮晶方解石充填。轮藻植物是生活在淡水及半咸水的水生植物。时代为志留纪—现代。
5钙球
钙球是一种碳酸钙球状体，直径通常为75～200 μm，由腔和壳（或称壁）组成，有时还有刺。腔一般是空的，大都为泥晶方解石或亮晶方解石充填；壳由一层或多层组成；刺的形态各种各样。根据钙球的形态和结构特征，可把钙球划分为许多类型。钙球的分类位置未定。发育时代为奥陶纪—三叠纪。
（二）有孔虫、纺锤虫
1有孔虫
有孔虫形态变化大，呈球状、锥状、盘状、瓶状等，大小为001～19 mm或更大，壳有单房室、双房室和多房室之分，旋壳有平旋、螺旋、包旋之分，壳口形状较复杂，有圆形、筛形等，钙壳以隐微粒结构和玻纤结构为主，次有正纤结构、胶粒结构，偶见单晶结构。大多数生活在海相环境中，少数生活在微咸水中，另有一科生活在淡水中。发育时代为寒武纪—现代。
2纺锤虫
纺锤虫一般呈纺锤形，也有球形、椭圆形、盘形等。个体很小，一般长1～5 mm，个别大者可达20 mm以上。壳内多房室。外壁称旋壁，并围绕初房两端的中轴旋转，向两端增大，包围初房，有隔壁、旋脊和拟旋脊等内部构造，纺锤虫的旋壁较复杂，有致密层（薄而致密的黑色原始层呈隐粒结构）、透明层（位于致密层之下，具明亮的纤状结构）、疏松层（具微粒结构）、蜂巢层（微粒结构）和原始层。纺锤虫以其多房室、复杂的内部构造以及典型的旋壁结构与其他生物碎片区别。几乎全部产于旋回性海相环境中。时代为石炭纪—二叠纪。
（三）海绵类
钙质海绵有单体与群体之分，单体形状有高脚杯形、瓶形和球形等，个体可小于1 mm，也可大于2000 mm。群体有丛状、树丛状。个体中央为原腔，顶端有出水口，体壁由内外胚层和内外层之间的中胶层组成，被各种类型的进水孔道穿透，称水管系统。中胶层由硅质或钙质骨针及有机组分组成。海绵骨针的形态变化很大，大骨针常保存形成化石，小骨针不易保存。大骨针一般依轴的多少分为单轴针、双轴针、三轴针和四轴针。“射”指骨针从中心向外放射的方向，如单轴针两端一样为双射，两端不一样为单射，有的骨针内见轴沟。骨针具晶粒结构与单晶结构，壁具微粒结构。海绵以其形体较大、各种形状的骨针和体壁微细结构、特殊的内部构造区别于其他生物化石。大多数生活在海水环境中，亦有少数生活在淡水中。时代为寒武纪—现代。
（四）珊瑚和层孔虫
1珊瑚类
珊瑚有单体和群体之分，单体有圆锥形、圆柱形等，群体有块状、丛状、笙状等。隔壁是珊瑚骨骼的主要组分，按长短分一级、二级、三级，前者依次比后者长，许多隔壁至中心扭结或膨大成中轴，与中央隆起的横板形成蛛网状中柱，隔壁间水平板为横板，在边缘有鳞板、泡沫板。硬体微细结构以层纤结构为主，可见隐粒—微粒和羽纤结构。珊瑚以特殊内部构造和正纤、羽弦结构区别于其他生物，以正纤结构、隔壁不穿孔与古杯区别。
珊瑚属于海生底栖生物，群体生活在浅海区。四射珊瑚、床板珊瑚产于奥陶纪—现代；六射、八射珊瑚产于三叠纪—现代。
2层孔虫
层孔虫以其典型的层纹、支柱和星状沟等构造为特征与珊瑚相区别，层孔虫由无数同心状平行排列的水平层纹和放射状垂直的支柱组成，层纹间间隔疏密不等，每隔一定数目的细层纹就有一个粗层，常根据支柱与层纹的组合与穿越关系分科，如方格状（方格层孔虫科）、放射状（放射层孔虫科）、羽状（拉贝希层孔虫科）。层孔虫大部分有体管，内有横板。
层孔虫一般具层纤、柱纤结构，由于重结晶作用，常转化为晶粒结构。层孔虫常生活在温带的浅海中，奥陶纪—泥盆纪最发育。
（五）苔藓虫
1变口目苔藓虫
变口目苔藓虫硬体为钙质，虫管细长，断面呈圆形、多边形，有间隙孔、刺孔、中心区（内带）、边缘区（外带），内外带界限不清，内带壁厚，横板少，外带壁薄，横板多。虫管壁具平行片状结构，围绕虫室。
2隐口目苔藓虫
隐口目苔藓虫硬体为钙质，群体呈扇状、漏斗状、枝状等，通常由许多平行的分枝构成，有横枝相连，构成网格状，两枝上有两列虫室，虫室中间被一中棱隔开。虫室呈长方形、正方形或六边形，内外带清楚，内带窄，外带宽，有刺孔。单偏光镜下呈深棕色，壁具平行片状结构。
苔藓虫以群体较小、虫管细长与珊瑚区别，并以虫管向外不收缩、管壁在加厚处呈叠锥似的平行片状结构、有间隙孔及刺孔等特征与珊瑚藻和珊瑚区别。绝大多数苔藓虫生活在浅海中，也有少数生活在淡水中。发育时代为奥陶纪—现代。
（六）腕足类
腕足类由左右对称的两壳瓣组成，两瓣大小不等，大瓣为腹瓣，小瓣为背瓣。根据壳质成分、铰合构造以及胚壳的发育情况分为无铰类和有铰类，大多数无铰腕足类为几丁磷质壳（薄片中显浅棕色），有铰腕足类和少数无铰腕足类为钙质壳，有铰腕足类如果壳层保存好，可见三层结构的钙质壳，放射层由有机质组成（常无保存），中间为柱状层，内层为平行片状层。铰孔和假疹孔是有铰腕足类壳内常见的一种构造，疹孔是贝壳中的小管，在内层开始完全穿过它，由泥晶充填，假疹孔通常发育在内层中，貌似疹孔，假疹孔经常向前端倾斜。长身贝壳常具棘刺，棘刺为圆形或椭圆形，并具同心片状结构。腕足类碎片常具两层壳，同时内层若为棱柱结构，则为无疹壳或疹壳类；如果壳具片状结构，又见疹孔，则为假疹壳，易于与双壳类相区别。腕足类生活于海水中，喜在氧气、光线充足、温度较高的光亮带。浅海中的腕足类壳厚，深海中的腕足类壳薄。发育时代为寒武纪—现代。
（七）软体动物
1双壳类
双壳类的壳两侧对称，大小一致，常呈卵形、扇形，壳层除表层外，一般由1～3层组成，壳层为纤状或柱状层，中壳层以交错纹片为主，也见有珍珠和片状结构，内壳层为复杂交错纹片、珍珠、柱状或玻纤结构。壳质成分为方解石或文石，或两者互层。化石中的文石质壳已转变为低镁方解石质壳，呈晶粒结构。以此不难与腕足类壳相区别。双壳类常生活在海水-微咸水或淡水中。发育时代为寒武纪—现代。
2腹足类
腹足类形状为锥形、盘形、塔形等，螺壳可分螺塔、体环和胚壳三部分，螺塔有许多层螺环组成，螺塔可在一平面上盘旋呈盘形，也可不在一平面上呈塔形。为单壳单房室，在薄片中由于切面不同而形状多种多样。大多数腹足类壳质由文石组成，原始文石一般在生物死亡后转变为低镁方解石，所以壳具晶粒结构，也见有交错纹片、纤状结构等。常以形体较大、壳形弯曲度大、壳厚、晶粒结构，区别于一些有孔虫和双壳类。腹足类多适应于正常盐分的浅海，一些也可以在咸水或淡水湖泊中生活。发育时代为寒武纪—现代。
3头足类
头足类外壳的形状和大小变化很大，形态有直壳、弯壳、旋壳之分，以直壳、旋壳居多，横切面呈圆形、方形、扇形等，壳内被隔壁分隔成很多小室，隔壁与壳壁交线为缝合线（仅弦切面中可见），壳常为薄的双层结构，外层为短柱状，内层为片状层。原始文石壳已转化为晶粒壳结构。头足类以具体管、隔壁排列较均匀、缝合线、薄的壳层等与腹足类区别。头足类常生活在正常盐分的海水中。发育时代为寒武纪—现代。
4锥壳类
（1）竹节石
竹节石壳呈辐射对称的锥形，横切面呈圆形，壳面具环状脊（轮环）和纵纹，壳质为方解石，偶有文石。壳的外壳具玻纤结构（不易保存），内层为平行片状结构，片状起伏与外形一致。发育时代为奥陶纪—泥盆纪。
（2）光壳节石
光壳节石壳呈直锥形，顶端变尖呈一小球状，有生长线、纵沟。壳具玻纤结构，横切面圆形，具十字消光，壳内常由亮晶方解石充填。发育时代为中志留世—晚泥盆世。
（3）软舌螺
软舌螺呈长锥状、角锥状，极少数为弯锥状，横断面呈三角形、圆形、方形等，壳面光滑或具横饰纹，偶有纵脊。口部有一口盖，外壳矿物组成有磷质、钙质。钙质壳由文石组成，但已转化为晶粒结构。发育时代为晚震旦世—二叠纪。
（八）三叶虫和介形虫
1三叶虫
三叶虫有许多体节组成，背面覆盖着坚固的甲壳，腹面具柔软的薄膜，甲壳一般呈穹形，成虫长度从两毫米至几十毫米或者更大。保存化石多为外壳，最常见的有背甲、唇瓣、腹膜、附肢等。在薄片中，甲壳的纵向垂直切面中头甲平缓，胸甲呈“弓”形，由显沟形的节片组成，尾甲显波状弯曲。在横向切面中，轴部显平缓的隆起，两侧凹。在通过轴部的弦切面中，甲壳呈内空的不规则或串珠状环。三叶虫甲壳边缘发生向内弯曲，在垂直切面中呈手杖状或钩状，尤其在头缘和壁缘向内弯曲最大，在厚度上逐渐尖灭，与胸节切面的钩状不同。三叶虫有许多刺，如颊刺、肋刺、侧刺、尾刺和轴刺。横切面为圆环，具玻纤结构。三叶虫钙质甲壳内混有不等量的磷酸钙，在薄片中呈浅黄棕色，具玻纤结构，正交偏光镜下显波状消光，有时见树皮状花纹，不难与其他生物碎片区别。三叶虫是生活在海水中已灭绝的节肢动物。发育时代为寒武纪—二叠纪。
2介形虫
介形虫由大小相等或不等的两壳瓣组成，两壳均匀向外凸出，壳面上光滑或有花纹、刺状突起和槽等。壳体俯视呈卵形、纺锤形、马蹄形等，壳长05～4 mm，最大可达30 mm。介形虫壳主要由几丁质组成，钙化或磷化限于壳外层，并由外向内进行。介形虫以其玻纤结构、壳小、边缘具叠复现象与其他双壳化石相区别。介形虫可以生活于各种水环境中，大多数生活在海水中，也可生活在广盐性、微咸水或超咸水的潟湖或某些淡水中。发育时代为寒武纪—现代。
（九）海百合茎和海胆
1海百合茎
海百合硬体分为茎、萼、腕三部分，均由小骨板组成。外形有圆形、椭圆形、方形、五角形、六边形等。茎长短不一，为几十厘米至几米，由一系列茎板组成，茎环之间有齿状缝合线，故茎的纵切面上见缝合线，横切面见圆形或五角形的内孔，海百合原成分为高镁方解石，后转变为低镁方解石，单个骨板呈连生单晶结构，也有的由两个或多个晶体组成。海百合茎以其规则的外形、粗大的单晶结构与其他生物碎片相区别。发育时代为寒武纪—现代。
2海胆
海胆是全部由钙质骨板构成的胆壳。大多数呈辐射对称，少数见两侧对称。胆壳由冠部、口围、顶系和肛围四部分组成。冠部为壳体主要部分，由步带及间步带（各五条）组成，壳上有大瘤与小节瘤。海胆以骨板保存为特征。海胆化石以其特有的网格单晶结构与海百合茎等其他化石相区别。海胆与海百合茎一样，均生活于海水中，海胆可以出现在任何深度的海水中。发育时代为奥陶纪—现代。
1石灰岩的主要类型
(1)内碎屑灰岩
内碎屑粒间填隙物可为亮晶(颗粒多、能量高时)或为微晶(颗粒少、能量低)，或为结构退变的产物，也可是亮晶与微晶同时存在(颗粒不太多、水动力不太强或其他原因)。内碎屑灰岩根据内碎屑的大小可细分为砾屑灰岩、砂屑灰岩、粉屑灰岩等。
我国华北地区下古生界普遍存在的竹叶状灰岩，是一种典型的砾屑灰岩(图5－24):其砾屑呈扁圆状或长椭圆形，不规则状，切面呈长条形似竹叶而得名。竹叶体圆度高、大小不一，自几毫米到几厘米。成分多为微晶灰岩、粉屑灰岩或含生物碎屑(以三叶虫为主)微晶灰岩等。砾屑表皮普遍有氧化亚铁质圈，呈黄或紫色，砾屑共占60%～70%。粒间填隙物为微晶、粉晶或细晶等晶粒状方解石，占30%～40%。这种岩石原始沉积物显然为泥晶方解石，被潮汐或波浪打碎，再经磨圆，在氧化条件下再沉积而成，多产于潮间带或潮下带，但更可能是潮上带沉积的泥晶方解石(灰泥)沉积物发生干裂、形成的干裂片再经潮水的冲刷磨蚀，并受淡水胶结而成。如前所述，晶粒状方解石胶结物为淡水成因的，淡水主要来自大气降水或地下水。
在其他时代的碳酸盐地层中，也常见到砾屑灰岩呈大面积或大小不等的凸镜体产出，它们多半代表水动力强或有底冲刷条件下的产物，此类砾屑灰岩不是沉积间断形成的底砾岩，并不代表岩层间有大的沉积间断，可称之为层间砾岩或同生砾岩。
微晶砂砾屑灰岩及亮晶砂屑灰岩是最常见的岩类，有时还可见到微晶粉屑灰岩。在地层剖面中这类岩石常具有交错层理、波痕及各种冲刷构造。冲洗干净，分选磨圆好的内碎屑灰岩常是浅水高能环境(浅滩)的产物。在深水浊积岩中也常见内碎屑灰岩，并具粒序层理。
在碳酸盐地层中常见角砾状砾屑灰岩(或白云岩)，其砾屑常呈角砾状、填隙物多为泥晶基质，也可为亮晶胶结物，其成因有多种类型:①同生沉积的角砾状灰岩;②生物礁被打碎、堆积于其旁的礁角砾石灰岩;③白云石化或去白云石化假角砾岩;④沿岸的陡崖石灰岩，在海浪的冲蚀下崩塌而形成的角砾岩;⑤膏盐溶角砾岩;⑥洞穴坍塌角砾状石灰岩(岩溶角砾岩);⑦构造角砾状灰岩(构造角砾岩);⑧山麓堆积的或洪积的石灰岩质角砾岩。事实上，上述后5种成因类型应属于碳酸盐质的粗碎屑岩，而不再属于内源的碳酸盐岩概念范畴，因此，在实际工作中把各种角砾状砾屑灰岩(白云岩)的成因类型搞清楚是十分重要的。
(2)生物屑灰岩
此类型可根据生物的门类和完整程度进一步划分，如介屑灰岩(主要由腕足或瓣鳃、腹足组成)、虫屑灰岩(有孔虫)、灰岩、棘屑灰岩(海百合、海胆)、藻屑灰岩等(图5－25)。若生物门类较多，没有哪一种占绝对优势者则称为生物碎屑灰岩。若生物种类单调、数量又多时，则可把生物个体的大小进一步划分成砾状生物碎屑灰岩、砂状生物碎屑灰岩等。
川中盆地侏罗系自流井组的大安寨段及东岳庙段淡水湖泊介壳滩相沉积的介壳灰岩，主要由瓣鳃类生物碎屑紧密堆积组成，定向排列，填隙物为粒状方解石及泥质，并富有机质，孔隙发育，具备良好的储油、储水性质，为川中和川北油田重要的油、气储集层。
(3)鲕粒灰岩
含量大于岩石组分总量的50%者称为鲕粒灰岩(图5－26)。按填隙物不同分为亮晶鲕粒灰岩及微晶蛹粒灰岩;按颗粒大小分为豆粒灰岩及鲕粒灰岩;按鲕粒类型不同有真鲕(同心状或放射状鲕粒)灰岩、薄皮鲕灰岩、复鲕灰岩等。
图5－25 生物屑灰岩
图5－26 亮晶鲕粒灰岩，具二世代胶结结构
鲕粒灰岩多形成于温暖浅水、搅动不十分强烈，但具较强烈蒸发的环境。常产于碳酸盐台地边缘浅滩(鲕滩)地区，也可产于潮汐沙坝或潮汐三角洲地区。粒间多为亮晶胶结物，粒间孔发育。若有早期成岩阶段的暴露、受淡水溶蚀改造，则可使粒间孔及粒内孔更发育，而成为油气水的良好储集空间，如川南三叠系气田。
(4)球粒灰岩
常见的是藻球粒或粪粒灰岩:粒径小(多为粉砂级)，多呈球形，富含有机质，镜下显暗色。形成的能量不高，常产于礁后潟湖和蒸发咸化的局限台地中。
(5)团块灰岩
在较老岩石中不常见，一般很少呈单独的团块灰岩产出，只见少数团块与鲕粒、生物共生。在西南震旦系及三叠系中的团块灰岩与蓝藻的活动有关，常与其他隐藻共生。
(6)隐藻碳酸盐岩
隐藻类主要指蓝藻，也包括少数绿藻，系属非骨骼钙藻。隐藻类的保存形式有叠层石、层纹石、核形石及凝块石。前二者多产于潮间－潮上带;后二者多产于潮间－潮下带，形成的能量较高，粒间多为亮晶，也可为微晶。隐藻类有排他性，即隐藻大量存在时，其他生物则少见。
蓝藻类除了呈以上四种形式产出外，还可对其他生物和颗粒起粘结作用，构成粘结岩及泥晶颗粒灰岩，特别是在滩、礁相岩石中蓝藻所起的有机质胶结作用是很大的。如川西上三叠统海绵礁灰岩、云贵地区的二叠系及三叠系藻礁灰岩，多是由蓝藻粘结而形成抗浪礁灰岩块体的。
(7)藻灰岩
主要指绿藻、红藻等骨骼钙藻，它们可呈原地生长的藻灰岩或藻白云岩，也可呈藻屑产出形成藻屑灰岩或藻屑白云岩。蓝藻中的叠层石、层纹石也可经改造、破碎而成藻屑，但少见。湘西地区下寒武统清虚洞组的藻礁灰岩中，含有大量弱钙化的附枝藻、尼科尔森藻、喇叭藻和葛万藻等藻类;西南二叠系中也有亮晶红藻灰岩、绿藻微晶灰岩。藻灰岩、藻白云岩可生油气，也可储集油气水，还可吸附金属元素而形成金属矿产。
(8)微晶灰岩和泥晶灰岩
由<003mm的微晶方解石和<0004mm的泥晶方解石组成的岩石，分别称为微晶灰岩和泥晶(或叫隐晶)灰岩，有时统称为灰泥石灰岩，也可叫石印石灰岩(作石印印刷用)。这类岩石是在水动力很弱或静水环境下的产物，其形成条件与粘土岩相似。灰泥有机械破碎、化学沉淀及生物作用三种成因，但在通常情况下，不易把三者区分开。
图5－27 由超微化石颗石藻形成的微晶灰岩
(9)白垩
白垩是一种特殊的生物成因的泥晶灰岩，多产于西欧和北美的上白垩统。其化学和矿物成分很纯，碳酸钙达90%以上，多为低镁方解石，故稳定，重结晶不明显。白垩大部分由漂浮的颗石藻(属金藻门，个体多<1μm)组成(图5－27)，含量高时可达80%以上。时代为侏罗纪至现代，现代大西洋深海沉积的碳酸盐质软泥中，白垩占5%～20%，类型有颗石藻软泥、抱球虫软泥、翼足虫软泥、珊瑚泥及砂等。软泥固结后形成的白垩常疏松多孔，孔隙度可达36%～65%，但和泥质岩一样其渗透率很低，难以直接形成油气储层，但易产生溶蚀和构造裂隙，有时也可成为储集岩，如北海油田。
2白云岩的主要类型
在前面白云岩化作用中已介绍了白云岩的成因类型及其特征。按白云岩的结构特征，常见的白云岩有如下几种类型:
(1)泥晶白云岩
由<0005mm的泥晶白云石组成，结构均匀，生物残体很少，有时具显微水平层理，往往含有介形虫。多为原生白云岩。
(2)微－细晶白云岩
晶粒大小变化较大，白云石晶形较好，由微晶或泥晶白云岩重结晶或由石灰岩经白云石化交代而成，其外貌呈砂糖状，故在野外常叫砂糖状白云岩。由于此类白云岩晶间孔很发育，非常有利于形成油、气、水储集层。
(3)藻白云岩
可细分为藻礁白云岩、隐藻白云岩、藻球粒白云岩或藻屑白云岩等多种类型，其特点类同藻灰岩，但隐藻白云岩和藻球粒白云岩更常见，依据此类白云岩中常与膏盐共生或与膏、盐互层产出，不难确定其为干旱炎热气候条件下与微生物活动有关的原生沉积白云岩，四川盆地东北部下三叠统飞仙关组中于蒸发台地环境中广泛发育的石膏质藻球粒白云岩(见图5－10)。青海小柴旦盐湖现代湖滩岩中含有菌藻类外形的原白云石莓球状集合体，无疑属于菌藻类生物成因的，值得进一步研究。我国震旦系和四川盆地中三叠统雷口坡组中有大量的隐藻存在，它们在成因上都属于干旱炎热气候条件下与隐藻类活动有关的藻白云岩。
(4)生物白云岩及生物碎屑白云岩
具有残余生物结构或残余生物碎屑结构，生物残体几乎全被细晶或粉晶白云石所替代，偶尔能看出生物的种类，显示其是由生物灰岩或生物碎屑灰岩经白云岩化交代而形成的。由于此类白云岩晶间孔也很发育，也非常有利于形成油、气、水储集层，如四川盆地东北部和东部广泛发育的上二叠统长兴组天然气藏的白云岩储层(图5－28)，即为海绵礁灰岩经成岩期埋藏白云岩化作用的产物，具有良好的储集性。
(5)内碎屑白云岩
此类型包括有砾屑白云岩(砾状或角砾状的砾屑白云岩)、砂屑白云岩及粉屑白云岩，胶结物可以是白云石、方解石、石膏。这种白云岩有两种成因类型:其一是原生沉积的白云岩经潮汐、波浪作用破碎或暴露干化破碎形成的内碎屑，常呈厚度不大的夹层产于一般原生沉积的白云岩中，是间歇暴露的浅海上部或潮坪带标志性产物;其二是内碎屑灰岩经白云岩化作用的产物，具有类同生物碎屑白云岩的成因特征和良好的储集性。
(6)鲕粒白云岩
几乎所有的鲕粒白云岩都是鲕粒灰岩经白云岩化改造而形成的。由于鲕粒灰岩具有较好的孔渗性，经白云岩化改造后进一步提高了岩石的孔隙率和渗透率，对储集油、气、水非常有利，如川东北地区下三叠统飞仙关组中的几个超大型气田，都以鲕粒白云岩为优质储层(图5－29)。
图5－28 溶孔粉晶海绵礁白云岩优质储层(川东北上二叠统长兴组，铸体薄片，单偏光，对角线长38mm，残余海绵结构和体腔孔保存完好)
图5－29 鲕粒白云岩优质储层(川东北下三叠统飞仙关组，铸体薄片，单偏光，对角线长25mm，残余鲕粒结构和粒间与粒内溶孔保存完好)
生物碎片的鉴定标志主要包括矿物成分、显微结构、显微构造和构造形态，因其显微构造和构造形态特征常被破坏，故矿物成分、显微结构便成为镜下鉴定的主要依据。
（一）生物化石的矿物成分
（1）钙镁碳酸盐
钙镁碳酸盐是组成无脊椎动物和藻类化石的主体，主要为低镁方解石、高镁方解石和文石，后两种不稳定，在生物死亡埋藏时，容易转变为低镁方解石。棘皮动物与红藻由高镁方解石组成，软体动物与绿藻类常由文石组成，前寒武纪与三叠纪低等藻类由白云石组成。
（2）钙磷酸盐
钙磷酸盐是组成脊椎动物和牙索动物化石的主体，主要矿物为胶磷矿。此外，无铰纲腕足类、三叶虫的某些属、原生动物、腔肠动物、苔藓动物和软体动物的少数属也由磷质组成。
（3）二氧化硅
硅质组成的生物，如硅藻、硅质海绵、放射虫、硅质鞭毛虫、太阳虫等，都是最低级的。
（4）有机质
如几丁质壳、沥青质壳和壳蛋白。
根据化石碎片的矿物成分，分为钙质壳、硅质壳和磷质壳。生物化石碎片的矿物成分受沉积环境以及各阶段物理化学因素的控制。生物硬体的原生矿物可以重结晶、转化或被以后的各种矿物所交代。
（二）生物化石的显微结构
按生物矿物晶体的形状、大小、排列方式及相互关系，可将钙质分为粒状、纤状、柱状、片状和单晶结构。
（1）粒状结构
粒状结构由三向大致等轴的方解石、文石等晶体组成，主要为古杯、海绵、原生动物等低等生物的结构类型。按成因和颗粒大小分为如下几种：
胶粒结构 由钙质或有机质胶结稍大的方解石、石英粉砂或其他碎屑组成，见于蓝藻、红藻、低级有孔虫等。
隐微粒结构 由小于10 μm的均匀颗粒组成，成分为方解石或文石。通常伴有较多的有机质，在薄片中色暗、微透明，光性方位杂乱，其中小于1 μm的称隐粒，1～10 μm的称微粒。见于蓝藻类、红藻、古杯类、有孔虫、纺锤虫等。
晶粒结构 由大于10 μm的均匀方解石颗粒组成，在薄片中透亮，光性方位杂乱。除海绵体壁和骨针外，其余门类所见晶粒均由文石转化而来，如腹足类与一些双壳类壳。
（2）纤状结构
纤状结构由平行或放射状排列、单向延长的方解石或文石晶体组成，纤体宽小于5～10 μm。其C轴与纤体延向一致，为腔肠动物、节肢动物和轮藻藏卵器的主要特征。在苔藓、腕足、软体动物中多分布于外层。按晶体大小和形状可分为以下五种：
层纤结构 纤体垂直基面，随基面弯曲而改变方向，正交偏光镜下呈前进波状消光。常见于珊瑚、层孔虫、介形虫及部分苔藓虫。由于生长的周期性间隙，常产生层状构造。若只有一层，界限不清，纤体垂直基面生长，则可称为正纤。
柱纤结构 纤体沿基线向上、向外生长，多呈束状或喷泉状，横切面呈十字消光，纵切面呈直线摆动消光。见于轮藻藏卵器、水螅、层孔虫、六射珊瑚等。
球纤结构 纤体沿基点向周围辐射生长，在任何切面中均呈十字消光。球纤多由文石组成，常见于某些水螅、六射珊瑚和藻类中。
柱层纤结构 纤体先由水平基线辐射构成柱纤结构，再由柱纤平行排列成层，并向外生长层纤，构成柱层纤结构。仅见于软体动物外层、腹足类和轮藻藏卵器等。
玻纤结构 由小于1 μm的纤体垂直壳面平行或放射排列而成，为节肢动物的特征，见于三叶虫、介形虫、有孔虫、光壳节石等。
（3）柱状结构
柱状结构相当于腕足类的棱柱结构，方解石（文石）柱宽5 μm以上，断面呈多边形，柱体C轴方位不定。常见于某些腕足类内层，双壳类和腹足类外层。柱状结构可能由纤状结构演化而来，也可能由片状结构退化而来。
（4）片状结构
片状结构由近乎平行的方解石或文石片以各种方式叠积而成。常见于苔藓虫、腕足类和软体动物等硬体中。按叠积方式分为如下几种结构：
平行片状结构 晶片常小于1～2 μm，彼此平行叠积，且平行壳面。在单偏光镜下，当晶片与偏光方向垂直时，色暗，可见片面密集，且延伸甚远。正交偏光镜下，在垂直切面上可见波状消光。腕足类和苔藓虫常具此结构。
倾斜片状结构 由1～2 μm厚、同向倾斜的晶片叠积而成，晶片常与壳面斜交。在单偏光镜下色浅，片稀疏，常歪曲不规则，延伸较短。腕足类化石内层、隐口目苔藓虫化石内层常具此结构。
交错片状结构、复杂交错片状结构、珍珠片状结构仅见于软体动物的现代种属中。化石多转化为晶粒结构。
（5）单晶结构
骨骼碎片由单一的方解石晶体组成，正交偏光镜下消光一致。为棘皮动物化石的特征结构。按单晶形态可分成连生单晶结构、网格单晶结构和薄壁单晶结构。
连生单晶结构 原生方解石晶体与次生方解石晶体C轴方向一致，故在正交偏光镜下呈一致消光，有时可见解理纹。海百合茎具此结构。
网格单晶结构 为海胆类骨片的主要特征，它是海胆死后，有机质腐烂后形成的孔洞被单晶方解石充填，原骨片的方解石和充填方解石的结晶轴是相互垂直的，原方解石平行棘刺长轴，充填方解石平行步带板，所以形成两个光学系统的网格状。
薄壁单晶结构 由厚度约为10 μm、延伸较远、C轴平行壁面或生长方向的单晶方解石组成。仅见于隐口目苔藓虫虫室间壁和红藻的翁格达藻的细胞壁中。
一般说来，在上述化石的原生结构中，从粒状结构→纤（粒）状结构→片状结构→单晶结构，与生物从低级到高级的演化趋势大体一致。有的生物化石具一种结构，有的则具两种或多种结构。
除钙质硬体外，其他矿质硬体也显示结构类型。磷质可按磷灰石形状、大小、排列方式，分为隐微粒结构、玻纤结构、正纤结构和片状结构四种。硅质硬体只有结晶程度和晶格的变化，可分为隐粒蛋白石、隐微粒玉髓、球纤玉髓（负玉髓）、球纤石英（正玉髓）和晶粒石英五种。有机质硬体的结构类型还不清楚，但仍可按有机质的分子构型和颜色加以划分。
矿石由有用矿物和脉石矿物组成。有用矿物指矿石中能被利用的金属及非金属矿物;脉石矿物指与有用矿物相伴生不能或暂不能利用的矿物。
耐火材料的化学、矿物组成,本质上决定了它的性质。具有不同化学组成、矿物组成及其分布结构特征的耐火材料,表现出不同的化学性质和物理性能。
基本介绍 中文名 ：矿物组成 外文名 ：mineral constituent 学科 ：地质学 意义 ：资源利用 简介,矿物组成成份,矿物组成及其环境指示意义, 简介 钢渣的化学成分和矿物组成如下:钢渣的化学成分。钢渣主要化学成分有氧化钙、二氧化矽、氧化铝、氧化铁、五氧化二磷和游离氧化钙等。土壤机械组成以粉砂为主，粘粒次之;栗钙土、灰钙土、黑钙土和灰褐土等干旱地区典型土壤中表层的粘粒质量分数相对较低，土壤原生矿物组成以石英为主，绿帘石等蚀变矿物质量分数较高，次生矿物含有较高的石膏和方解石等;粘土矿物主要为伊利石、绿泥石、高岭石和蒙脱石．土壤机械组成、矿物组成和粘土矿物组成。 矿物组成成份 东营凹陷沙三下和沙四上亚段泥页岩主要由黏土矿物、陆源碎屑矿物(主要指石英和长石)和自生非黏土矿物(主要指碳酸盐和黄铁矿)三部分组成;泥页岩黏土矿物含量平均只有25%左右，远低于海相泥岩和传统观点;石英含量平均为29%，远低于海相页岩;长石含量平均约5%，高于海相泥岩;自生的碳酸盐矿物含量较高，平均约37%;分析认为，陆相盆地面积较小、距物源区近以及相变快是导致研究区泥页岩矿物组成特征的主要原因。鉴于此，提出了新的脆度计算方法并计算了东营凹陷泥页岩的石英脆度、碳酸盐脆度和总脆度。对比发现，碳酸矿物盐含量与泥页岩脆度相关性较好，是影响泥页岩脆度的主要因素。最后指出:研究区泥页岩脆性较好，易于形成天然裂缝或被压裂，是页岩气潜在的有利储层。 矿物组成及其环境指示意义 通过对西科1井岩心碳酸盐岩样品进行矿物组成分析，来研究礁体的发育过程和古海洋环境的变化初步研究结果表明:西科1井岩心碳酸盐岩的矿物由低镁方解石、高镁方解石、文石和白云石组成矿物组成特征表明，井深354m处为一重要的地层界面或环境变化界面在岩心(井深0~748m) 识别出5个白云岩层，其中上新统莺歌海组一层(井深:2893~3123m，厚约23m)，上中新统黄流组三层(分别位于井深:3733~4127m，厚约394m;4247~4506m，厚约261m;46970~56496m，厚约952m)，中中新统梅山组一层(井深:61520~63696m，厚约217m)各层的白云岩化程度不尽相同，5层白云岩中白云石矿物含量的最大值在793%~100%之间生物礁的发育主要受控于古海洋环境的变化，与古气候变化有关的海平面升降间接地控制了岛礁碳酸盐岩的白云岩化作用石岛西科1井中的5层白云岩应该是在较长时间稳定环境条件下发育而成，主要应该是蒸发泻湖渗透回流作用下早期形成的方解石类碳酸岩白云岩化的结果，但并不排除混合水白云岩化作用的可能性。
砭石一般指微晶灰岩。
微晶灰岩是由<003mm的微晶方解石和<0004mm 的泥晶方解石组成的岩石，分别称为微晶灰岩和泥晶(或叫隐晶) 灰岩。这类岩石是在水动力很弱或静水环境下的产物，其形成条件与粘土岩相似，是灰岩的致密块状微晶集合体。
扩展资料
主要成分
微晶灰岩是在没有持续水流的平静环境中由灰泥沉积而成的一种碳酸盐类岩石，主要由<4μm的微晶方解石组成。在近岸潮坪带形成的微晶灰岩，常常伴有鸟眼、干裂等构造。当有陆源粘土物质沉积时易形成瘤状微晶灰岩和干裂破碎的微晶砾屑灰岩。远洋的深海微晶灰岩，矿物成分以低镁方解石为主。还是砭石的主要矿物成分。
参考资料来源：百度百科- 砭石
沉积盆地中水介质的物理-化学条件包括水深、温度、盐度、氧化还原电位（Eh）及酸碱度（pH）等，这些古环境条件直接控制了水体溶解物质的化学沉积分异作用及其沉积矿产的形成、生物的繁殖等状况。
1pH和Eh的推断
目前，地质历史中古海洋水介质氧化-还原的判别方法主要有以下几种：沉积构造、矿物组合、古生态、沉积硫、微量元素（稀土元素）、有机地球化学等。
沉积构造：在富氧条件下，因强烈的生物扰动而无法保存；在缺氧条件下，沉积物中水平层理完好；贫氧条件下，沉积构造受到不同程度的扰动。但是，这种简单的判断方法仅仅是相对定性的，它同时也受到沉积环境、生物种类的影响。
另外，比较直观和简单的方法还可以根据沉积物的颜色来判断，黑色和绿色是还原环境下形成的；紫红色、红色是氧化环境下形成的。但需要注意的是，红色沉积物在埋藏后，可以还原成为灰、绿灰甚至是灰黑色等。
矿物组合：常用标志性含铁自生矿物组合判别沉积环境，由氧化环境至还原环境出现的次序为：褐铁矿（氧化条件）-赤铁矿（氧化条件）-海绿石（弱氧化弱还原条件）鲕绿泥石（弱氧化弱还原条件）-菱铁矿（还原条件）-白铁矿和黄铁矿（强还原条件）。
古生态：对氧化还原条件极其敏感的生物莫过于底栖有孔虫。Berhard（1986）研究发现，富氧环境下底栖有孔虫具有高百分比的球形的、平凹的、透镜状的形状；贫氧条件下底栖有孔虫表现以长形-扁平状、锥形、椭圆形为主的形态，且有孔虫个体小、无壳饰、壳壁薄；水下1000m缺氧层底栖有孔虫主要为长形-扁平的属种和无壳饰、长形-圆锥形的属种（王成善等，2005）。Kaiho（1994）在研究现代大洋底栖有孔虫形态与溶解氧质量浓度之间的关系基础上，把底栖有孔虫分成五类：富氧类，个体大于或等于350μm，壁壳厚；次富氧类A，个体小于350μm；次富氧类B和次富氧类C，壁壳薄，次富氧类和贫氧类的中间类型；贫氧类，壁壳薄、长条形、扁平。
沉积硫：一般说来，沉积硫/有机碳的比值小于036为充氧环境，大于036为贫氧环境。但是，这一简单的判断标准存在着很大的局限性。目前常用的判断指数为DOP，即为硫化物中的铁与总活性铁之比。Raisewell et al（1988）提出当DOP＜045时底层水为充氧环境；045＜DOP＜075为贫氧环境；DOP＞075为缺氧环境。而Jones and Manning（1994）则把042作为氧化和弱氧化环境的界线（图7-7）。
图7-7 沉积氧化还原环境参数对比
（据Jones and Manning，1994）
微量元素：许多元素对沉积环境氧化还原条件的改变非常敏感，有的本身就是变价元素，包括Mn、I、Cr、Mo、Re、U和V；还有的虽然自身非变价元素，但可与其他元素反应，间接地反映沉积环境的变化，如Cd、Cu、Ni、Zn等。
研究证明，一些元素比值，如V/Cr、Ni/Co、U/Th对沉积环境的判别效果较好，它们在缺氧环境下分别大于425、700和125，在氧化环境下分别小于200、500和075（图7-7）（Jones and Manning，1994）。
稀土元素的Ce和Eu异常已被广泛地用于沉积环境氧化还原条件的判断。在氧化条件下Ce3+易氧化成Ce4+而被Fe、Mn等氧化物胶体吸附，从而造成海水中的Ce亏损；在还原条件下，随着铁锰等氧化物的溶解，Ce4+被还原成Ce3+释放。在还原环境下，Eu3+被还原成Eu2+。
有机地球化学：运用生物标志进行古环境的判断是有机地球化学家和沉积学家长期以来探求的目标。目前最常用的判断参数是Pr/Ph比值。Didyk等（1978）最早提出了Pr/Ph比值是一种潜在的环境指标，并认为低的Pr/pH指示一种还原的环境；之后，Powell（1988）的研究也注意到高的Pr/pH与陆相氧化环境有一定的联系。但是，Pr/Ph比值与沉积环境的关系并没有被完全理解（Ten Haven et al，1987），在高含盐度环境中，嗜盐菌等参加到沉积物有机质中并在成岩过程中被降解，也可释放出大量的植烷（王铁冠，1990）。Peters（1995）等提出，对生油窗内的样品，高Pr/Ph比（＞30）指示氧化条件下的陆源有机质输入，低比值（＜06）代表缺氧的并且通常是超盐环境。傅家谟等（1991）的研究也表明，油页岩中强烈的植烷优势不仅揭示其强还原环境，而且可能是判别高盐度环境的一个指标。
另外，β-胡萝卜烷的存在也主要归因于缺氧的、含盐的藻类有机质输入。因此，β-胡萝卜烷也可以作为水体氧化还原环境的指标。
2古盐度分析
沉积水体中古盐度分析常常利用自生矿物和古生物类型进行判断。随着水介质含盐度的增加，水介质中矿物沉积顺序为方解石-白云石-天青石-石膏-石盐。特别是含自生天青石、萤石、重晶石的白云岩，与蒸发盐共生的正玉髓，可以作为超盐度条件下的指示矿物。生物对不同盐度的水适应能力是不同的，典型的半咸水生物群有双壳类、腹足类、介形类、硅藻、蠕虫管等；典型的超咸水生物群在大的类别上与半咸水生物群没有多大差别。淡水生物群常见的有蓝藻、轮藻、有壳变形虫、普通海绵等。盐度增高的情况下，窄盐性生物减少，甚至消失，双壳类、腹足类和介形虫类的数量增加，在超盐度水中，只剩下少数喜盐生物如鱼类中的Gasterosteus，在盐度更高的超盐水中，就只能见到植物了（某些绿藻类）（刘宝珺，曾允孚，1985）。另外，一些沉积地球化学方法也可以推断古盐度，例如，直接测试海水中氯离子含量，经换算可获得海水盐度（S）：S（‰）＝0030+18050Cl-（‰）；生物标志物中的伽马蜡烷含量也可以用来判断水介质古盐度，高含量的伽马蜡烷是高盐度水体沉积的标志（Brassell et al，1986）。
3古水深
确定古水深的标志主要有自生矿物、地球化学、沉积学和古生物学等特征。
自生矿物在海洋中除了与特定环境有关外，还与水深有间接的关系。如，在温暖、浅水条件下有利于生成鲕绿泥石（温水矿物），而在寒冷、较深水条件下有利于生成海绿石（凉水矿物），温暖、浅水也是磷块岩生成的有利条件。高岭石主要形成于温暖、潮湿的大陆环境，而蒙脱石和伊利石易发育于碱性的海洋环境。伊利石和高岭石一般沉积于和物源区接近的海区，而蒙脱石则被带至远洋区。
尽管自生矿物与生成环境有一定的关系，但与水深的特定关系的研究资料较少。Por-renga（1967）发现海绿石、鲕绿泥石与水深之间有明确的关系：在热带气候区，海绿石形成于125m之上，鲕绿泥石可以生成于60m以上；而在较冷地区，海绿石的上界却是30m。
锰结核的形成也与特定的水深环境有关，富含Cu、Ni的锰结核通常分布于海洋碳酸盐补偿深度以下，即大于4000m的深洋底，富含Co的锰结壳则一般分布于海洋碳酸盐补偿深度以上的洋底基岩裸露区，如赤道附近3100～1100m的海底潜山和海底高原上。
另外，海底磷块岩的形成也能反映水体的深度，磷块岩一般分布于水深小于1000m的海底，包括滨外浅滩、浅海陆架、陆坡上部、边缘台地、海山等。
地球化学反应水深的标志主要体现在元素组成和同位素含量上。如B/Ga比值小于33一般为大陆沉积，比值大于45一般为海洋沉积。又如富含文石的浅水沉积物，Mn的含量小于20×10-6。而较深水碳酸盐岩中，Mn的含量可达百分之几；在浅水环境中，水深为0～100m时，低镁方解石为35%～95%，文石为50%～2%，高镁方解石为15%～3%。较深海沉积中一般富含Cl、Br、Ag、Cd、Mo、Mn、Co、Cu、Ba等微量元素，如果沉积物中微量元素超过以下浓度，即Mo＞5×10-6、Co＞40×10-6、Cu＞90×10-6、Ba＞1000×10-6、Ce＞100×10-6、Pr＞10×10-6、Nd＞50×10-6、Ni＞150×10-6、Pb＞40×10-6，特别是在伴有含量小于1×10-6的U和含量小于3×10-6的Sn时，则原来形成的水深可能大于250m。
海底结核成分分析资料发现，太平洋海底结核微量元素的含量与水深具有一定的关系。即微量元素的峰值集中于水深1500m附近和3000m以下的地区。
反映水深特点的沉积学标志主要表现在沉积物粒度、沉积构造和沉积物类型3个方面。
一般情况，从岸线的浅水到广海的深水环境，沉积物的粒度呈有规律的分布，从粗粒沉积物变为细粒的沉积物。但也有一些例外，如潟湖中可有很多泥，深海中有许多浊流搬运的粗粒沉积。
在沉积构造上，显示水深小于2m或暴露的标志有雨痕、干裂、盐晶痕、鸟眼；窗孔构造显示在潮间—潮下附近；丘状交错层理为正常浪基面之下形成的，水深在50～200m；水下砂坝是近滨的主要地形，砂坝大小与水深有关，先随水深增加而增加，之后又减小。生物扰动构造也与水深有关，高能环境的生物成因构造不发育，低能环境中生物改造作用十分强烈。通常情况下，近滨下部生物扰动构造最发育，遗迹化石丰富，而近滨上部发育较差。
一些特殊的岩石也可以指示深度，如蒸发盐主要限于几米深的干燥气候的潮坪环境；硅质放射虫软泥见于大洋盆中，多大于1000m。
生物在浅水中生活的钙藻生长速度较快，深水中的非常缓慢。颗石藻大多生活于水深150m以上的海洋水域，在水深数米至50m的水层中比较丰富，在水深50m以下，丰度迅速减小。
海生有孔虫多为移动底栖，少数为浮游生活。底栖者主要分布于滨浅海带上部（水深小于80m），在水深200m以下直至7000m的海底仍有少量分布。在水深7000m的海底，仅个别有胶结壳的有孔虫。浮游者一般分布于水深100m以内的海洋上层水域。浮游有孔虫的氧同位素资料已经成为古海洋深度研究很有价值的依据，这是基于有孔虫的方解石壳是在与海水平衡的条件下钙化的。海绵动物从滨海到水深5000m的深海都有分布，但生活于浅海的最多。钙质海绵主要分布于水深10～120m的正常盐度浅海，玻璃质海绵主要分布于水深500～1000m的半深海和深海。现代造礁珊瑚在水深20m的浅海最发育，非造礁珊瑚在水深大于100m的正常盐度海域较多，少数小型单体珊瑚在水深6000m的深海底仍可存在。腕足类从滨海到深海都有分布，但无铰类主要生活在水深30～40m的滨岸潮汐带，个别可达水深100m，有铰类主要生活在水深30～200m，少数小于30m或大于5500m，深海者壳小且薄。现代苔藓动物从滨海至水深5500m的深海都有分布，但大多繁盛于温暖的正常盐度浅海环境，一般在水深20～80m的水底区最多。苔藓动物硬体形态与水深有关，一般认为块状皮壳状的生活水深为5～20m，层状透镜状为10～30m，树枝状为20～50m。菊石类的生活习性也与古水深有关，在水深100m左右，盾菊石类、旋菊石类最丰富，在水深200m附近，单齿菊石最为丰富，在水深400m附近，叶菊石类和驰菊石类最丰富。
遗迹化石经常用作水深的标志，从浅水到深水出现不同的遗迹化石相。以简单垂直的管或U形管的针管迹相主要出现在潮间带，以各种栖息遗迹和爬行觅食遗迹为主的克鲁兹迹相主要出现在浅海陆棚区；深水、半深水地区以移动的食沉积物的生物为主，形成复杂的网状、弯曲状爬痕。
4古温度
温度是沉积环境的一个重要参数。现代浅海碳酸盐岩主要分布于大约北纬20～30℃的温暖气候区，古代的碳酸盐沉积类似于现代的碳酸盐沉积。现代的鲕粒岩和海滩岩，水温指标是15～30℃；介壳碳酸盐在低温时富含氧化镁；在低温下，自生的斜长石几乎是纯的钠长石，而高温形成的斜长石则含有较多的钙质；温度显著降低到冰点以下，形成冰川沉积，主要证据是冰碛岩和纹泥岩。
海相生物群对温度更为敏感，在热带海洋中大量发育窄温性喜暖生物，如生物礁就是在热带海洋中常见的生物群落。珊瑚只生长在温度很少低于18℃的条件下。利用生物资料来判断古温度不能根据单个生物，必须根据生活在不同深度和不同底质上生物组合来判断。
古温度还可利用氧同位素16O和18O的比值来测定。如果16O/18O的比值未曾受到沉积作用以后的交换或交代的影响，矿物的形成温度就能在理论上确定。在确定某些箭石和其他化石类型的壳体形成温度的研究方面，已经获得一些成功。对于中新生代而言，有孔虫化石记录了良好的海水同位素信息，受成岩后生作用影响不大，因而可以用于古温度重建。
