混合沉积是一种沉积机理特殊而又有重要意义的沉积现象，但迄今并未得到应有的重视（张锦泉等，1989；杨朝青等，1990；张雄华，2000；沙庆安，2001 a；王国忠，2001）。不过，从典型的端元组分开始研究，然后才逐渐深入到过渡区或边缘地带，这是人类认识客观事物的一般规律。从这个角度来看，就不难理解为什么陆源碎屑岩和碳酸盐岩两大学派各自向纵深发展，而长期以来忽视了由这两大端员组分共同组成的“混合沉积”；也可以领悟到，当碎屑岩和碳酸盐岩的研究与应用已很成熟的今天，对广泛分布的混合沉积应该给予足够的重视了，它无疑将会对沉积动力学、古地理环境、地壳演变状态及相关成矿作用的研究提供新的思路和依据。
最近20多年来，已有一些学者对混合沉积作过不同程度的研究（张锦泉等，1989，1994；朝青等，1990；张雄华，2000；沙庆安，2001a；2001b；王国忠，2001；Zuff，1980；关士聪等，1980；刘宝珺等，1983；Mount，1984；Mount，1985；王国忠等，1987；郭福生，1993；江茂生等，1996；殷勇等，2000；王冠民，2000；蒋凌志等，2002；徐德斌等，2002）。在现代碳酸盐与陆源碎屑的混合沉积作用和古代混合沉积的特征及其控制因素等诸多方面的研究，都取得了一定进展。Mount（1984）曾根据浅水陆棚环境中混合沉积的特征分出了4种沉积作用类型：①间断混合（punctuated mixing），由突发性的风暴或其他周期性极强的事件，把沉积物从一个环境搬运到另一个环境中去造成的混合；②相混合（facies mixing），沉积物沿不同相之间的扩散边界发生侧向迁移（受水动力影响）而进行的混合，也包括相过渡带造成的碳酸盐与碎屑岩互层；③原地混合（insitu mixing），在陆源碎屑沉积区由于碳酸盐物质原地生长形成的混合；④蚀源混合（source mixing），隆起的陆源区中有已石化的碳酸盐岩，因冲蚀形成碳酸盐岩碎屑物，它们被搬运到以陆源碎屑沉积为主的环境中造成的混合沉积。张锦泉等（1989）对混合沉积的环境和控制因素作过详细介绍，Mount（1985）、沙庆安（2001a，2001b）等还专门讨论了混积岩（狭义的混合沉积）的分类和成因。刘宝珺等（2002）在总结当代沉积学研究新进展与发展趋势时指出，混合沉积研究近年来取得了两个方面的突破：①发现海平面变化对混合沉积环境有很大影响，尤其是在潮坪、潮缘和浅海滨岸带，海平面变化可以形成广泛的混合沉积体系；②构造升降可以通过控制盆地类型、物源区、沉积区的分布形态及物源供给量来控制混合沉积，对活动大陆边缘混合沉积体系的影响尤为明显。
江山藕塘底组发育陆源碎屑岩与碳酸盐岩的混合沉积，属典型的相混合沉积，因海陆相交替频繁而引人注目（郭福生，1990，1993；郭福生等，2003a，2004）。本节将阐述这套混合沉积的岩石学和剖面结构特征，并对混合沉积的分类和命名进行讨论，在5.3节中还将结合这套混合沉积的区域分布讨论其形成的构造背景。
3.2.1 关于混合沉积分类与命名的讨论
混合沉积是指在同一沉积环境背景中，陆源碎屑与碳酸盐相互混杂和相互交替（张锦泉等，1989；杨朝青等，1990；沙庆安，2001a）。同一岩层内陆源碎屑与碳酸盐组分的相互混杂形成混积岩，陆源碎屑与碳酸盐层相互交替则构成互层和夹层现象。
混积岩是混合沉积的典型产物，也称狭义的混合沉积。杨朝青和沙庆安（1990）在统计研究的基础上，提出了由陆源碎屑、碳酸盐（颗粒或灰泥，不包括胶结物）、粘土三端员组成的混合组分岩石分类图，将组分落在碳酸盐大于25%、陆源碎屑大于10%范围内的岩石称作混积岩。根据岩石中各组分的含量及结构，按习惯方案在“混积岩”前加前缀作进一步描述，如石英细砂-灰泥混积岩。张雄华（2000）将混积岩分为4 类：含陆源碎屑-碳酸盐混积岩、陆源碎屑质-碳酸盐混积岩、含碳酸盐-陆源碎屑混积岩和碳酸盐质-陆源碎屑混积岩。考虑陆源碎屑的粒级、成分和碳酸盐成分，可进一步加前缀，如含石英细砂-鲕粒生物碎屑混积岩、含岩屑细砾-生物碎屑灰泥混积岩等。
笔者认为，作为一种特殊的沉积现象，有必要提出“混积岩”（hunji rock）的概念以强调其特别的成因意义，杨朝青和沙庆安（1990）圈出的混积岩类的组分含量范围也是恰当的。但笔者建议，将“混积岩”一词作为一个反映特殊沉积现象的范畴，而不是具体的岩石名称，对其中具体岩石命名还是采用常用的组分-结构命名，而不必将“混积岩”一词用作中心词。这样做可能更能体现该词的地质意义，也更符合人们习惯而方便使用。理由有三：①人们所熟知的“浊积岩”、“风暴岩”等名词是反映一种沉积事件，不参与到具体岩石命名中，它通常代表一定的岩石组合。沙庆安（2001a）在论证“混积岩”新名词的必要性时，也曾以上述几个名词为据。②笔者在统计江山藕塘底组混积岩中的陆源碎屑含量时发现，陆源碎屑在纵向和横向上变化都很大，白云岩在同一层内可逐渐过渡为白云质砂岩，甚至白云岩中夹砂岩条带。这种逐渐过渡的现象很具有代表性。可见，从组分-结构的角度来看，混积岩常常是一种岩石组合，它由多种岩石按照一定的规律组合而成，而不是某种单一的岩石类型。寻找这种组合规律性，探讨其沉积背景、动力学条件和形成过程，正是研究混积岩之目的所在。③陆源碎屑-碳酸盐-粘土三端员分类中，未能区分碳酸盐中的颗粒/灰泥和灰质/白云质，前者是通过前缀来体现，但如果后者也在前缀中反映，就会使岩石名称过长而使用起来很不方便。如江山地区的混积岩，碳酸盐组分有石灰质和白云质两种，岩石分别隶属于颗粒灰岩和晶粒白云岩大类。如果将组分-结构命名作为“混积岩”之前缀，名称就太复杂了。分类命名方案应该考虑岩石名称的简明扼要和使用方便，其他许多信息可以放到文字描述中去。
陆源碎屑岩与碳酸盐岩岩层之间频繁交替形成了地层剖面上的互层和夹层现象，这也属于广义的混合沉积的范畴。这种互层和夹层组合可以称之为“混积层系”。研究混积层系的类型和形成机理，可以为浅海滨岸沉积环境演变、海平面变化和区域地壳升降分析提供重要依据。
3.2.2 混积岩
江山藕塘底组混合沉积包括两种形式，可以由陆源碎屑和碳酸盐两种组分相互混杂形成混积岩，也可表现为混积岩、“纯”碳酸盐岩与碎屑岩交互成层及横向相变，构成混积层系。混积岩产于该组下段下部，根据组分-结构特征可具体划分为2大类4种岩石类型。
（1）亮晶含石英骨屑灰岩、亮晶骨屑石英砂岩（照片3-9，3-10）
照片3-9 亮晶含外碎屑骨屑灰岩
含大量石英砂；江山藕塘底，藕塘底组；单偏光×23.1
照片3-10 亮晶含外碎屑骨屑灰岩
外碎屑增多时过渡为钙质砂岩；江山藕塘底，藕塘底组；单偏光×33
亮晶含石英骨屑灰岩呈灰、灰红色。颗粒含量70%～75%。生物碎屑（有孔虫、
（2）含石英细晶白云岩、石英质白云岩
细晶白云岩呈灰色，厚层状，风化面见刀砍状沟痕。裂隙面常铁染成红色。白云石多为半自形细晶。石英碎屑常见，中细粒砂为主，可集中成条带平行层面分布。石英碎屑增多时可过渡为石英质白云岩（图3-1）。
图3-1 混积岩野外特征示意图
A—白云质砂岩与白云岩过渡；B—白云岩夹砂岩条带
外碎屑集中成层可能是沉积时水体通畅或受风暴影响所致。碳氧同位素特征表明岩石形成过程中受过淡水影响，这为白云岩交代成因提供了佐证。本区海水与淡水环境经常交替出现，盐度常变化。成岩期淡水易与高Mg2＋/Ca2＋比值的海水混合，发生混合水白云化作用。白云岩δ13CPDB（-0.45‰）和Z值（124.31）在该组中属最小，这为在成岩过程中受过淡水影响即属混合水成因提供了佐证。
上述混积岩呈中厚层状，横向延伸不稳定。其中的外碎屑都为石英砂，与下伏和上覆陆源碎屑岩中的颗粒成分相同，岩层也呈渐变过渡并有横向相变关系。岩石中所含化石全为浅海动物化石，计有有孔虫、
3.2.3 混积层系
江山藕塘底组是一个规模较大的混积层系组合，并以此与下伏叶家塘组、上覆船山组具明显的区别。根据剖面沉积相序分析，藕塘底组由8个次级混积层系组成（表3-1），其中混积岩在横向上可相变为砂砾岩、泥质砂岩等。灰岩、硅质岩中含大量近岸底栖生物化石，泥岩微量元素表明盐度多变，从淡水、半咸水到海水都有，砂砾岩发育快速堆积的块状构造、交错层理，粒度分布具海滩砂、河流砂、河流改造砂特点。总体上为海陆交互环境，存在多个海侵海退旋回（郭福生，1993 b；浙江省地质矿产局，1989），构成本区混积层系的基本特征。海陆交互环境下进积层序的碎屑岩与退积层序的碳酸盐岩成互层产出，相当于Mount（1984）划分的“相混合”类型，即相过渡带造成的碳酸盐岩与碎屑岩互层（刘宝珺等，1983；张锦泉等，1989）。根据沉积相序特征，该区混积层系可划分为两种类型：浅海滨岸环境中砂岩与碳酸盐岩互层（A型）；陆相碎屑岩与海相碳酸盐岩交互沉积（B型）。
层系1～4由石英砂岩、长石石英砂岩、含砾粗砂岩与亮晶生物碎屑灰岩、细晶白云岩组成。其中灰岩中产大个体腕足类、珊瑚及海百合茎等化石，完整生物骨壳与碎片共存，反映了岸边海滩就地供给条件。露头上可见大个体网格长身贝（Dictyoclostus），这是能在滨岸带抵挡水浪作用并能适应混浊海水环境的动物。泥岩相当硼含量185.8×10-6～333×10-6，Sr/Ba 0.24～0.73，反映出上部盐度较低。砂岩粒度分析为海滩沙，分选性好，但成分成熟度不高，以长石石英砂岩为主，含少量岩屑。上述特征反映了近岸浅滩环境，水动力强。陆源碎屑岩特征说明陆岸陡，河流短，这与本区位于古陆边缘，晚石炭世海侵迅速有关。
表3-1 江山藕塘底组混积层系特征
层系5由长石石英砂岩夹石英质砾岩、紫色粉砂质页岩过渡为微晶骨屑灰岩、微晶白云岩。砂岩粒度分布具急流河快速堆积特征。微晶含灰白云岩δ13CPDB为2.62‰，Z 值132.15，都较大，可能属同生咸化水交代成因，反映了潮上蒸发环境。灰岩中生物以碎片形式保存。与层系1～4相比，受海水影响较弱，往上硅质、炭质增高，局部发育炭质薄层。由滨岸河流演化为碳酸盐潮汐坪。
层系6～8为长石石英砂岩、砾岩、紫红色（少量灰绿色）粉砂质页岩与硅质岩组成三个海侵旋回。砂岩成因为河流型和河流改造型，后者反映了以河流为主、与波浪共同作用的河口相沉积特征。泥岩盐度分析为淡水成因，Sr/Ba为0.16，泥岩相当硼含量175×10-6。三层层状燧石岩中，下面两层为白色、浅黄白色，生物化石丰富，顶部一层呈灰黑色，化石稀少。白色层状燧石岩具残余生物碎屑结构，质地疏松。基质为微晶石英，生物碎屑占全岩40%～60%，主要为密集堆积的腕足类和海百合茎，个体较少，多为毫米级。生物已完全硅化，但内部组构清晰可辨。常见被多个微晶石英交代的自形细晶白云石假象以及碳酸盐交代残余，横向可相变为微晶灰岩。上述特征表明，这种岩石属次生交代成因，原始沉积成分为微晶（或亮晶）生物碎屑灰岩，推测为潮下浅滩沉积产物。鉴于这种岩石少见而特殊，其主要特征是含有大量的钙质骨屑假象，笔者称之为骨屑假象燧石岩。生物碎屑灰岩和黑色燧石岩层代表了本区晚石炭世早期最大海侵期。从此，海侵持续稳定并继续向东超覆，开始了本区碳酸盐台地稳定发展阶段。层系6底部粒度突然变粗，为厚层状石英质砾岩、复成分砾岩、长石石英砂岩。砾石成分较复杂，砂岩成熟度低，概率曲线表明砂岩为急流河沙滩沉积产物。此河流冲积相的出现，反映了陆源区抬升、河流下切并向海岸延伸，由于陆源物供给充足，粗碎屑快速堆积造成岸进序列。