沉积岩可以提供地质历史时期的哪些信息
㈠ 该沉积岩的各地质年代的岩层厚度和颗粒差异很大,能说明地质历史时期的 什么的变化
曾经历过强烈的地质运动
或该历史时期内环境曾有巨大改变
㈡ 如何利用沉积岩判定岩石的地质年代
利用沉积岩判定岩石的地质年代，可分为两方面。一是判定绝对地质年代，即专通过检测沉积属岩中的放射性元素和它蜕变生成的同位素含量，即用同位素地质测定法测定沉积岩的绝对年龄，也就是距今多少年；二是判定沉积岩的相对地质年代，有多种方法。第一是根据沉积岩中所含古生物化石，按生物进化规律排出岩石形成的先后顺序；第二是根据沉积岩层之间的接触关系、沉积序列、沉积岩体横向展布以及沉积岩中的沉积构造特征等判定岩层的上下或新老关系。
㈢ 沉积岩的地史演化
在不同的地质历史时期，形成的沉积岩类型、成分、结构构造、体积都有一定的变化（图19－2）。概括起来，有以下几个特点：
图19－2 地质历史时期的沉积岩类型分布（据Ronov，1983）
（1）条带状含铁建造（banded ironstone formation，BIF），即碧玉铁质岩或磁铁石英岩，最早出现在37.6亿年前的太古宙，与绿岩带（greenstone belt）共生。到元古宙早期沉积数量最丰，以后逐渐减少，元古宙后消失，整个显生宙均未再出现。另一类含铁建造属于鲕绿泥石－针铁矿－菱铁矿型，是在显生宙才出现的，但分布比较局限。
（2）最古老的红层，见于距今25亿年前的绿岩带内，此后至距今18亿年期间甚为少见，直到元古宙晚期和显生宙才又显著增多。
（3）显生宙时，沉积岩中的碳酸盐岩数量可接近25％，而元古宙时形成的碳酸盐岩仅占5％左右，太古宙时更少。在碳酸盐岩的成分上，镁钙比值随时间的推移而降低，反映出显生宙以前白云岩较多。含铁的白云岩在太古宙地层内常见，含铁量也随时间推移而趋于减少。浅水内沉积的泥晶灰岩与生物灰岩开始出现于寒武纪，晚侏罗世的远洋灰岩与联合古陆的解体和大陆漂移有关。
（4）距今23亿～20亿年的古元古代，大陆上开始出现锰矿。元古宙晚期硬石膏与石膏见于北美洲及大洋洲，显生宙内的蒸发岩在所有沉积岩内体积可占5％。距今20亿年古元古代开始出现碳质页岩与煤、石墨，但直到晚泥盆世陆生植物繁盛之前，煤都较少见。
（5）太古宙的绿岩带内已有杂砂岩及浊积岩出现，古元古代地层已有典型的长石砂岩。其后，这些不成熟的沉积岩逐渐被成熟的砂岩和石英岩所替代。
除以上几点总体的变化趋势外，以下简要介绍几类常见的沉积岩在地史时期的演化特征：
◎砂岩：大多数太古宙长石质净砂岩或长石砂岩中斜长石的含量远高于碱性长石。与之相反，显生宙的砂岩中碱性长石的含量要高于斜长石。大多数古－中太古代的砂岩为富含泥基的岩屑杂砂岩，它们多以厚层的浊流沉积出现，成分成熟度和结构成熟都极不成熟。从碎屑成分来看，纯橄岩和橄榄岩等超基性岩岩屑的含量要远高于长英质岩屑。碎屑矿物颗粒中，橄榄石、辉石和斜长石含量丰富，石英和碱性长石少见。这些颗粒主要为棱角状、分选性差，没有很强的搬运和磨蚀作用。这些特征与该时期广泛分布的花岗质陆壳周期性为浅海所覆盖这一沉积环境相符合。尽管部分陆源物质明显来源于花岗岩和麻粒岩，但总体来说该时期硅铝质陆壳较薄且出露范围有限。这一时期主要的母岩剥蚀区为超基性、基性岩浆岛弧和部分暴露的下地壳甚至地幔物质。剥蚀下来的碎屑物质经过快速的、短距离的搬运，直接沉积于海沟、弧前和弧后盆地。由于没有宽缓而稳定的浅海陆架存在，因此碎屑物质的沉积改造作用不明显。同时，该时期地表缺乏植被，大气也处于酸性还原状态，增强了地表风化和剥蚀作用。从太古宙末期到元古宙早期，由碱性长石和富含石英的硅质岩屑组成的长石砂岩含量开始增高，来源于花岗岩和流纹岩的碎屑成分也逐渐增高。在元古宙，陆壳更趋于花岗质，并且开始变得稳定，成分成熟度和结构成熟度都比较成熟的石英砂岩开始大量的出现，它们的碎屑颗粒有相当一部分来源于遭受风化剥蚀的早期砂岩。早古生代砂岩主要是成分和结构成熟度都极成熟的石英净砂岩。它们基本上由99％的极圆状、分选好的石英颗粒组成，表明它们经受了长期的强烈风化和搬运作用。在某些特殊情况下，热带区的化学风化作用也可以形成石英砂岩，但这种化学成因的石英砂岩中石英颗粒多为棱角状，分选差，要形成极成熟的石英砂岩，必须经过多期次的旋回作用。早古生代之后，这些极成熟的石英砂岩开始逐渐消失了。
◎ 碳酸盐岩：石灰岩的矿物组成指示了显生宙期间海水化学组成的微妙变化。这些变化与地质历史时期长时间尺度的冰期与暖期的交替变化直接相关。冰期与暖期的交替，控制了海平面高度、海水温度、海水化学组成的变化。在显生宙大部分时期，地球处于温暖、富CO2的环境，海平面较高，陆架为浅海所覆盖，石灰岩广泛发育。而在冰期（如晚古生代－三叠纪、渐新世－现今）石灰岩只发育于开阔海盆地，主要以钙质浮游生物软泥的形式出现。显生宙石灰岩的形成速率比较稳定，但是其主要的形成地点因暖期和冰期的交替而相应的在浅海与深海之间变化。前寒武纪的石灰岩沉积较少见，一方面是由于该时期缺乏宽阔而稳定的浅水台地，另一方面更是由于生物的演化而导致。叠层石的研究表明，能够分泌钙质的蓝藻细菌最早出现在35亿年前，但受到海水化学组成和浅水台地的制约，它们直到元古宙才开始繁盛。石灰岩的大量出现，似乎与寒武纪生物大爆发直接相关。寒武纪生物大爆发之后，带壳生物开始大量涌现，生物体分泌钙质的能力得到显著提高，使巨厚层石灰岩的形成成为可能。白云岩的形成则在一定程度上受大气成分的影响。大气含较低CO2时有利于钙的沉淀，含较高CO2时有利于钙和镁的同时沉淀，即有利于形成白云岩。白云岩含量丰富的时期，往往对应于温暖期，早期形成的石灰岩也容易被白云岩化。碳酸盐矿物的沉积作用也明显的受到气候影响。在冰期（如晚中生代、晚古生代）海洋的化学组成更有利于文石的沉淀；而在暖期（如早－中古生代、晚新生代）更有利于方解石的沉淀。这种 “文石海”（aragonite sea）与“方解石海”（calcite sea）之间的转换，在很大程度上是由于海洋中镁钙的比例变化而导致的。碳酸盐岩中的生物颗粒类型由碳酸盐岩形成期的主要钙质生物组合所决定，因此在地质历史时期存在着明显的变化。如在古生代，海百合、腕足、三叶虫、苔藓虫生物碎屑组成的石灰岩非常常见，但经历了二叠纪－三叠纪生物灭绝事件之后，这些生物大量灭亡，其后在石灰岩中的含量大大降低。又如，菊石灰岩只见于晚古生代和中生代，钙质微型浮游生物和有孔虫组成的灰岩只有在白垩纪之后的地层中才出现，新生代灰岩主要是由双壳、腹足、钙藻及海胆等生物碎屑组成，这些都是由于钙质生物的演化所决定的。
◎泥质岩：太古宙及元古宙泥质岩中铁元素主要为还原态，铁的氧化物出现在新元古代及其后的地层中。在新元古代后的泥岩中，有机碳和碳酸盐含量显著增高，这是由于生物开始逐渐繁盛，由于生物的固碳作用，碳元素越来越容易进入到沉积物中。大多数前寒武和古生代的泥质岩主要由伊利石粘土矿物组成，但这可能主要是由成岩作用引起的，因为伊利石是在埋藏和成岩作用过程中最稳定的粘土矿物，蒙脱石和高岭石都容易在成岩过程中转变为伊利石。在新生代之前的地层中，蒙脱石矿物为主的泥岩，如胶岭土，非常少见，这也是由于蒙脱石的晶体结构和化学组成容易在成岩过程中遭受显著改造。在中古生代之前的地层中，高岭石矿物也较少见，可能是由于在此之前缺乏陆生植物，无法提供高岭石的形成条件而导致的。黑色页岩则往往与气候的温暖期相对应，通常是在主要海侵期的初始阶段形成于缺乏沉积物供给的深水还原条件下。
◎其他类沉积岩：铁质岩和蒸发岩可以用来指示地质历史时期大气的演化。在18亿年前广泛发育的层状铁质岩，主要指示了大气中非常低的氧含量。当层状铁质岩从地层中消失之后，沉积物中的铁主要是以氧化物的形式存在，偶尔也以鲕粒状铁质岩产出。铁质岩的形成与热带土壤风化和缺乏其他类型沉积物供给有关，并且主要形成于气候温暖期。蒸发岩在距今12亿年左右开始大量出现，尤其以石膏含量最高。蒸发岩只有在宽阔稳定的大陆能够周期性为蒸发作用强烈的浅层海水所覆盖的情况下才可能形成。大气的组成也可影响到蒸发岩的形成。在还原条件下，硫主要以黄铁矿沉淀出来，而有些硫酸盐矿物，如石膏，只有在大气为氧化条件下时才能形成。石膏岩与铁质岩一样，对于大气的演化都是比较敏感的。
㈣ 为什么说沉积岩是地球历史的记录，岩石和化石则是地球历史的书页和文字
岩层的结构来特征等能够告诉我源们在某一时期地球上这一地区的地质地貌甚至是空气含氧量、气候、温度、湿度、灾难等等，生物化石能让我们知道当时生存着哪些植物，出现过的哪些动物，这些动物大致以哪些植物为食，甚至还能推演出当时的食物链。大致就是这样
㈤ 沉积岩有哪些常见的原生构造,识别他们有什么意义 基础地质学内容，希望最好能有专业人士回答
层理（交错、水平、斜）,层面（波痕、泥裂、印摸）等,将今推古,推测当初的地质环境
㈥ 沉积岩有哪些
砾岩、砂岩、粉砂岩、碳酸盐岩、碎屑岩
1、 砾岩
是粗碎屑含量大于30% 的岩石。绝大部分砾岩由粒度相差悬殊的岩屑组成，砾石或角砾大者可达1米以上，填隙物颗粒也相对比较粗。具有大型斜层理和递变层理构造。
2、砂岩
在沉积岩中分布仅次于黏土岩。它是由粒度在2～0.1毫米范围内的碎屑物质组成的岩石。
3、 粉砂岩
岩中，0.1～0.01mm粒级的碎屑颗粒超过50%，以石英为主，常含较多的白云母，钾长石和酸性斜长石含量较少，岩屑极少见到。
4、碳酸盐岩
常见的岩石类型是石灰岩和白云岩，是由方解石和白云石等碳酸盐矿物组成的。
5、 碎屑岩
碎屑岩也称火山碎屑岩，是火山碎屑物质的含量占90%以上的岩石，火山碎屑物质主要有岩屑、晶屑和玻屑，因为火山碎屑没有经过长距离搬运，基本上是就地堆积，因此，颗粒分选和磨圆度都很差。
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风化的岩石颗粒，经大气、水流、冰川的搬运作用，到一定地点沉积下来，受到高压的成岩作用，逐渐形成岩石。沉积岩保留了许多地球的历史信息，包括有古代动植物化石，沉积岩的层理有地球气候环境变化的信息。
沉积岩的物质来源主要有几个渠道，风化作用是一个主要渠道。此外，火山爆发喷射出大量的火山物质也是沉积物质的来源之一；植物和动物有机质在沉积岩中也占有一定比例。
㈦ 沉积岩形成的构造和气候背景
控制地质历史时期沉积岩演化的因素有很多，诸如大气圈和水圈的变化、侵蚀速率、物源成分、再沉积过程等。归纳起来有两个最重要的因素，其一是构造背景，其二是气候背景。沉积岩的物理、化学及生物特征归根结底是由物源区的沉积物特征和沉积环境（sedimentary environment）这两个因素决定的，而这两个因素均直接受到构造背景和气候背景的控制。
构造背景是指从物源区到沉积盆地（sedimentary basin）整个区域所在的构造部位及其活动阶段。通常情况下，如果某地处在构造持续抬升部位，那么风化剥蚀将会使该地的岩石由浅至深依次成为母岩。如果抬升前该处曾是一个接受沉积的盆地，那么最先成为母岩的将是沉积岩，接着可能是由它变质成的变质岩，再往后是构成原盆地基底的岩石。如果抬升处曾有岩浆侵入，那么依次成为母岩的就可能是浅成岩和深成岩，如此等等。因此，母岩成分或母岩类型基本上是随抬升部位地壳演化史和抬升速率、抬升幅度而变的，而母岩成分又会直接影响到原始物质、尤其是碎屑物质的构成。
另一方面，沉积作用多在一定的沉积盆地内发生。沉积盆地是地球表面长期沉降和接受沉积或发生沉积作用的地区。广义的 “盆地” 又可分为原生沉积盆地（其边缘为沉积边缘）和后生盆地（由于后期构造运动产生的、具有盆地形态的一种向斜构造，与沉积作用无关，其边缘是构造抬升引起剥蚀形成的边缘）。沉积盆地能容纳多少沉积物取决于它的可容纳空间（accommodation），这个空间可用当地侵蚀基准面（base level of erosion）到盆地基底之间的距离来衡量。以浅海为例，那里的侵蚀基准面大致与海平面或被海水均夷了的陆架表面一致，其可容纳空间就是全球海平面和基底垂直升降运动的函数。在全球海平面不变的情况外，如果基底相对静止，这个浅海盆地将会很快被填满，沉积物的厚度就很有限。如果基底抬升，可容纳空间减小，原有沉积物将被剥蚀；只有基底持续沉降，可容纳空间才能不断增大，沉积物厚度才能随之增厚。这样，地壳在什么部位、什么时间沉降以及沉降的速率和幅度就成了沉积物分布格局的另一个主要控制因素。事实上，物源区、沉积盆地和其间的搬运路径总是共存于一个更大的构造体系中，沉积岩的整个形成过程和它最后的物质构成都要受这个体系的制约。试想，若构造运动使物源区和沉积盆地相对快速升降，整个地形剧烈起伏，那么在相同气候条件下，物源区和搬运路径上的搬运能力（如水流速度）将增大，结果是母岩剥蚀速率加快，可被搬运和沉积的最大碎屑将变粗，搬运距离缩短，沉积物将很快堆积并被掩埋，即使气候湿热，化学风化也来不及深入进行，母岩中的不稳定矿物将有更多机会以碎屑形式保留在沉积物中，所有碎屑所经历的搬运改造也比较轻微。相反，若相对升降运动较为缓慢或趋于停止，那么风化剥蚀将会使起伏地形逐渐夷平，结果将使搬运距离加长，搬运力减小，沉积物堆积和埋藏速度降低，不稳定矿物就会遭受更长时间的分解，保留下来的机会也就随之减少，所有碎屑在搬运途中受到的改造也要增强。例如，在大陆裂谷的盆－岭体系中，地壳的相对升降运动强烈，紧邻盆地两侧的大陆断块（主要由大陆基底的结晶岩系构成）是其物源区，沉积盆地基本上是内陆坳陷，沉积物中就常见粗大砾石，砂质沉积物中斜长石、碱性长石、石英的含量都比较高，还常出现角闪石、黑云母等暗色矿物，大大小小的碎屑也多带棱角。当大陆裂谷经海底扩张、大陆漂移发展到被动大陆边缘的浅海盆地时，物源区的构造已很稳定，地势也趋势于平缓，沉积物中只有少量较小的砾石，砂质沉积物中的石英常可达60％～70％以上，长石也主要是碱性长石，暗色矿物则基本绝迹，碎屑外形也多变得圆润光滑。其他构造体系中的沉积物形成作用也莫不遵循这个基本法则。现在，碎屑沉积物的整体粒度、成分和被改造程度以及它们的空间分布与该构造体系的对应关系已成为研究区域构造运动的一个重要出发点。对母岩风化的溶解物质而言，情况较为复杂，尽管理论上溶解离子的类型也与母岩有关，但如果它们不结合成新的矿物沉淀出来就不会留下任何地质记录，而哪些离子在什么条件下可以结合则要受化学或生物化学规律的支配，而且反应物常常还包括有大气中的CO2、O2等活性气体和水，也就是说，沉淀矿物与母岩中的被溶矿物已经没有必然联系。由于这个原因，任何化学性沉积物都没有与自己对应的母岩。但是，不论在哪种构造背景中，自元古宙晚期至今的化学性沉积总是以碳酸盐沉积最常见，其次是硅质沉积或可溶盐类沉积，这是由地壳中元素丰度、化学性质和自那时以后的地球表生环境共同决定的。最后，沉积物在埋藏成岩过程中，温度和压力随上覆沉积物厚度的增大而上升显然也要受控于沉降。在大陆裂谷这样的地壳活动部位，地热增温率常常较高，最大可达3℃/100m以上，而被动大陆边缘这样的地壳相对不活动部位，地热增温率则较低，常常只在1.5℃/100m左右。以沉积岩平均密度计算，埋深每增加1000m，负荷压力将增加27.5MPa。另外，埋藏沉积物中孔隙水的化学成分因温压和沉积物成分的不同而不同。所有这些与构造运动有关的因素都可影响成岩作用的进程以及沉积岩和变质岩间的界线深度，因而也就控制了沉积岩在不同构造部位的最大可能厚度。
气候背景是指一个较长时间段内出现在大气中的各种物理现象的总和，其中最具影响力的是气温和降水，其次是风。在原始物质的生成阶段，气温和降水通过控制风化作用性质、风化速率和动植物分布从而控制着原始物质的类型和数量。在炎热多雨的气候中，物理风化、化学风化都很剧烈，母岩会很快解体，不稳定成分很快分解消失，相对稳定的成分也会大量溶蚀，从而形成较多溶解物质和不溶残余物质，碎屑物质的粒度也偏细。相反，在寒冷干旱的气候中，化学风化很缓慢，不稳定成分常可保留，各种成分的碎屑都可出现，粒度也偏粗。在现代大陆架上，卵石和泥分布最多的地区就分别处在寒冷和炎热的气候带中。在沉积作用阶段，气候的影响同样强烈。首先，碎屑和不溶残余物质在搬运过程中会继续受到风化，其次，降水量直接决定了地表径流的规模，继而影响从母岩区将风化产物搬向沉积盆地的能力、速度和距离。在降水稀少的沙漠和其他植被稀少的裸露地区，水的搬运很次要，而风的搬运却很惊人。我国著名的西北第四纪黄土高原和雕塑有乐山大佛的四川白垩纪红色砂岩就是风力搬运的结果。风还是波浪、风暴和大多数沿岸海流的动力来源，对相关沉积物的形成也具有很强的控制作用。对溶解物质而言，气候的影响更为明显，通常是降水量愈少、温度愈高（蒸发量愈大），将会使溶解度愈大的矿物沉淀出来。现在被深埋在地下的石盐、钾盐、石膏等易溶盐类沉积几乎都是过去蒸发量大于降水量的环境产物，即使是最常见的、与化学过程密切相关的碳酸盐沉积也主要产在温暖气候带中。不仅如此，作为最大沉积盆地的海洋，其海平面还会因全球气候的冷暖变化而波动。有人计算过，如果今天大陆冰川全部融化，全球海平面就会上升66m，大约7％的大陆面积将被淹没。许多人认为，地质历史中多次出现的幅度达100～200m的全球海平面升降变化的一个重要原因就是气候导致的大陆冰川体积的消长。显然，全球气候变化必将迫使风化作用、沉积作用和沉积物分布格局全都做出相应调整。沉积物被埋藏以后，气候的影响将逐渐减弱，但顶部暴露的浅埋沉积物则会受大气淡水的强烈影响，某些未经埋藏而在沉积物表层完成的固结过程则只可能出现在温暖的气候背景中。
㈧ 沉积岩的野外地质描述
×××色，×××结构，×××构造。主要矿物×××，次要矿物×××，副矿物×××。如有其他信息，可酌情加入一些。一般50-100字左右即可完成一类岩石的描述！
㈨ 如何确定沉积岩的相对地质年代
相对年代的测定是通过沉积岩层的层序、原始构造、不整合、穿插构造（ -cutting- structures)和陨石坑来确定的.
（1）层序
新的岩层沉积在较老的岩层之上.因此,如果它们没有被褶皱或断层扰乱的话,岩层的相对年代可以由它们在层序中的位置确定.
（2）原生构造
原生构造是在岩石沉积时形成的,有些可以用来确定相对年代.它们包括交错层理、粒级层、波痕、化石和枕状熔岩等.交错层理可以由风或地下水流所形成,交错层理的角度可以从水平到40°.侵蚀作用可削平这些层的顶部,使之呈截顶状.但交错层理的底层一般平行于层的底面.这样,交错层截顶面与其上交错层切线的相对位置,可用来建立某一沉积岩系的相对年代.而且交错层的凹面一般面向新层（顶部）.在粒级层中,从一个单层的底到顶,其粒级出现由粗到细的变化.粒级层是由间歇性的海底底流形成,最常见的是由浊流而成.浊流是携带沉积物的高密度水体.水流沿斜坡急速奔流而下,当水流变缓时,粗粒物质首先沉积,小的颗粒依次沉积.因此,在一个层中的粒级向顶面逐渐变小.
（3）不整合
在很多沉积岩序列里 ,不是所有的原始沉积物都能保存下来.上升可以形成侵蚀面,然后又被新沉积物所覆盖,这种埋藏的侵蚀面称为不整合（unconformity）.可以用它来确定地层的相对年代.主要的不整合有非整合（nonconformity）、角度不整合（angular unconformity）、 平行不整合（disconformity）和小间断（diastems）.非整合是指沉积岩覆盖在较老的变质岩或深成火成岩之上.角度不整合将年轻的、变形较轻的沉积岩同倾斜或褶皱的沉积岩分开,不整合面上、下两层之间有一角度差异.平行不整合是基本上互相平行的岩层之间有起伏不平的埋藏侵蚀面.如果化石证明两岩层在时代上有明显差别,则可判定在该两层之间曾有间断发生.沉积作用的这种短期间隔,称为小间断或沉积间断.
（4）穿插结构
穿插火成侵入岩（如岩脉、岩株和岩基）总是比被它们所侵入的最新岩层还要年轻,而比不整合覆盖在它上面的最老岩层要老.如果两个侵入岩接触 ,火成侵入岩的相对时代由穿插关系也可确定,一般是年轻的侵入岩脉穿过较老的侵入岩.若岩层沿断层发生了位移 ,其移动的相对时间也可以确定.断层的最后位移必然是出现在因断层而错位的最新岩层沉积之后,又在不整合覆盖断层的最老岩层沉积之前.
同样,岩系褶皱的时代总是要比受褶皱的最年轻岩层晚,而比未褶皱的、盖在上面的最老岩层早.一个岩系变质的时代总是比变质的最年轻岩层要晚,而比覆盖在上面未遭受变质的最老岩层要早.
（5）生物层序律
生物的演变是从简单到复杂,从低级到高级,不断进化和发展的.因此,一般说来,地层年代越新其中含生物就越进步、越复杂.另一方面,不同时期的地层中含有不同类型的化石及其组合,而相同时期且在相同地理环境下所形成的地层,不论相距多远都含有相同化石或化石组合.
根据生物组合面貌可以反推地层的大概年龄,经过长年研究,古生物学家筛选出一系列化石或化石组合作为标准化石,用之确定地层时代,如笔石类常作为奥陶、志留纪的标准化石.
沉积岩中的碳酸钙浓度,在年代上表现出了明显的周期性.
㈩ 如何证明沉积岩是地质时代沉积而成
沉积岩最大的特征就是可能含有化石。
或者是利用一些测年手段，比如碳十四、铀等等