一、滨海碎屑岩相
这里的滨海是指无堡岛和潟湖的沿海地带，其范围大体上是从风暴浪所及的上限至低潮线之间的地区。它与大海的连通性很好，没有受到堡岛的遮挡。在滨海带内，水动力状况比较复杂，既有潮汐的作用也有波浪的作用。海水的盐度正常，水流畅通。
滨海碎屑沉积物主要是由砂质组成，但在陡峻海岸的高能地区也有砾质沉积，在低能量的平原海岸则有泥质沉积。
（一）滨海砂岩相
滨海砂质沉积分布广泛，砂质滨海的地貌单元通常划分如图2-8-9。
图2-8-9 滨海的次级环境示意图
（据Tucker，1981）
由于波浪和潮水的反复冲洗，使滨海砂质沉积物有极好的分选和圆度，粒度以中-细粒为主，从海岸至滨海，粒度有逐渐变小的趋势。滨海砂的成分很纯，几乎全为石英，不稳定的岩屑和其他矿物很少。局部可能有重矿物的富集，有时可有生物介壳。
在海滩外面的滨面带，可出现对称的或不对称的浪成波纹或沙丘，而以波浪的反复冲刷占主导地位的前滨带则形成平坦的表面。在滨海砂质沉积中，各种交错层理非常发育。交错层理、被截平的平面状层理和重矿物的集中是滨海砂岩的重要特征。
滨海砂岩体的形态、大小和分布决定于海岸带的地形、波浪的方向和强度以及物质供应的多少。在多海湾的曲折海岸带，砂岩体的分布随海湾形状的变化而呈各种不规则的形状，规模小。在平直的海岸带，砂岩体呈较宽的伸长状或席状，规模较大。
（二）滨海砾岩相
滨海砾岩往往出现在多山海岸的拍岸浪带中，滨海砾质沉积和砂质沉积相似，一般分选和圆度很好，成分单一，多为单成分石英质砾岩。砾岩长轴多平行海岸线排列，最大扁平面向海洋方向倾斜，但由于有波浪的往复作用故有时也有向大陆方向倾斜的。滨海砾岩的厚度不大，分布也不广。
（三）滨海泥质岩相
在低能的滨海环境中常形成泥质沉积。滨海泥质沉积一般不构成连续的带，只堆积在没有拍岸浪的一些孤立的地方。
滨海泥质岩分选较差，常有砂和粉砂混入物。由于退潮时滨海泥质沉积露出水面，故在层面上常有动物爬行的痕迹以及雨痕和干裂纹等。
二、浅海碎屑岩相
浅海是指平均低潮线以下至水深200 m左右陆棚坡折处的海域，通常也称作浅海陆棚区。在有大风暴时沉积的是砂和粉砂，没有风暴时沉积的主要是黏土。
古代的浅海砂岩是多种多样的，有由风暴产生的水流沉积的薄层状的具粒序层理的交错纹理的砂岩，这种砂岩常和泥质岩成互层；也有厚层状的具板状和槽状交错层的砂岩，这种砂岩是由潮汐沙脊和沙波造成的。浅海沉积没有陆上暴露的标志，但常有海相生物化石和痕迹化石。由于不断受到波浪、潮汐和海流的改造，故许多浅海砂岩在结构上具有较好的分选性和圆度，成分上也是成熟的，因此，浅海砂岩大都为石英砂岩。风暴砂质的底部常有原地介壳层。
三、半深海和深海相
半深海指的主要是大陆坡地带，大陆坡的水深一般为200～2000 m。
深海是在大陆坡以下较深而又较平缓的大洋底部，其深度在2000 m以下。通常为深海平原。
现代半深海和深海沉积物有很大一部分是从陆棚边缘的斜坡上搬运来的，它是通过滑动和重力流，尤其是浊流搬运来的陆源碎屑或碳酸盐沉积物。另一部分则是在半深海、深海直接沉积的深海沉积物，这主要是各种深海软泥，如褐色黏土、钙质的抱球虫软泥和翼足类软泥、硅质的放射虫软泥、硅藻软泥以及铁锰结核等。
古代深海沉积岩中研究得最详细的是浊流沉积岩。
所谓浊流乃是在海底斜坡上形成的一种密度很大、含有大量砂泥物质的底流。浊流的性质与一般水流不同，由于它含有大量的泥砂，其密度比周围水体的密度大，其中所含的砂、砾、粉砂等碎屑物质均处于悬浮搬运状态，因此，它们可被搬运得很远，甚至直达深海平原。
浊流常是斜坡上沉积物的滑移和滑动发展而成的，在很多情况下，地震也是触发浊流形成的主要原因。
由浊流速度降低后沉积而成的岩石称浊积岩。它们是最重要和最常见的深水砂岩类型，其大小从几厘米至1m或更厚，它们和半深海或深海泥岩组成规则的互层，并形成几百米或数千米厚的地层。粒序层理是浊积岩一种特征的内部构造，而水平纹理和交错纹理也很常见。某些浊积岩表现了一定的内部构造层序，称鲍玛层序（图2-8-10）。鲍玛层序包括：粒序层理层A，下部平行纹理层B，波纹交错层理层C，上部水平纹理层D和泥质岩层E。这种序列可以用一种流动减弱的沉积作用来解释。A和B代表上部流动体制；C表示下部流动体制；而D和E则是悬浮沉积的。在实际地层记录中，并非所有的浊积岩的层序都发育得像鲍玛层序那么完整，而常见不完整的层序如B，C，D，E和C，D，E，A，E等，这种差别常与剖面所处的位置离源区的远近有关，距源区（浊流开始的地点）近的，则岩层较厚、颗粒较粗、缺乏粒序层，有冲刷痕迹；而远离源区的末端浊积岩则是较薄的、较细粒的和具较好的粒序层理、平行纹理、波纹交错层理等。
深海浊积岩的成分较复杂，多为不稳定的组分，除石英外，有相当多量的岩屑，长石、云母和泥质基质。多属岩屑砂岩和粉砂岩。
浊流沉积砂岩体的形态，在平面上往往呈席状或扇状，横剖面上呈大的透镜状，分布范围很大，可达几千甚至十万平方千米。浊积岩系的总厚度可达几千米。
图2-8-10 硅质碎屑浊流层的鲍玛层序和构造序列
（据Tucker，1981；转引自余炳松等，2012）
四、海洋碳酸盐岩相
现代海相碳酸盐沉积作用的特点是水浅、阳光充足、温暖、水体清洁、生物易于繁衍的海域，而碳酸盐的形成则主要是生物和生物化学作用的结果，可是在碳酸盐的沉积全过程中机械作用有明显的影响，如鲕粒的形成、颗粒的分选破碎磨蚀等。碳酸盐的沉积作用常是快速的，但容易受气候改变、陆屑的注入、海盆强烈升降等因素的抑制。碳酸盐沉积相模式有多人提出，如塔克（Tucker，1981）等，参看图2-8-11。
图2-8-11 碳酸盐相的主要海洋沉积环境及其相的特征
（据Tucker，1981）
下面分别介绍海洋碳酸盐沉积的主要环境及其相的特征。
（一）潮坪碳酸盐相
潮坪是一些经常被水淹没或很少被水淹没的广阔地区，以弱的潮汐和波浪作用占优势，许多潮坪出现于堡堤后面的潟湖沿岸。潮坪按潮水作用的情况通常分为潮间带和潮上带。潮间带是位于平均低潮面至平均高潮面之间的地带。潮上带则是日潮达不到的沉积区，仅在大潮或暴潮时才能被淹没，因此它经常是较长时期露出水面的，潮坪碳酸盐岩主要为微晶灰岩，常为团粒微晶灰岩，在某些潮沟内可有较粗粒的粒屑亮晶灰岩沉积，常呈透镜状，在潮间带内和潮上带下部较潮湿的地方，蓝绿藻生长茂盛，形成藻席，与灰泥沉积物组成不规则的纹层状构造。同时由于沉积物易于变干、收缩，以及藻类的腐烂，故在潮坪沉积物内常有“鸟眼”构造或窗孔构造及干裂纹。
在干旱地区，在潮上带可有石膏、硬石膏甚至岩盐等的沉淀，同时通过蒸发泵汲等作用，使碳酸盐沉积物发生白云石化，形成白云岩。硬石膏、石膏及石盐等蒸发盐类矿物在地表经常成假象保存下来，较厚的蒸发岩溶解崩塌后可成为盐溶角砾岩。
（二）堤后潟湖碳酸盐相
这是位于堡堤后面的潮下地区，堡堤可以由礁或碳酸盐沙滩构成。潟湖中沉积物的粒度是多变的，但大多数是富含团粒的微晶灰岩，在接近堡堤的地方，为较粗粒的沉积物。在盐度较正常的潟湖中，常有一些细小、孤立的，多少呈圆形的生物礁生长，这种礁通称为斑礁，在斑礁周围有时也有较多的碎屑。潟湖石灰岩多为粒屑微晶灰岩、生物微晶灰岩和团粒微晶灰岩。
（三）潮间-潮下浅滩碳酸盐相
出现于潮水和波痕作用的高能带，包括堡堤、海滩、浅滩和潮汐三角洲。沉积的深度小于5～10m，在许多情况下，这些浅水地区位于碳酸盐台地的向海边缘。沉积物是鲕粒和经过分选与磨圆的骨屑组成的碳酸盐砂，这些骨屑都是一些正常海生物的骨片，如珊瑚、双壳类、藻类、棘皮动物和腕足类。
（四）开阔陆棚和台地碳酸盐相
在滨海及浅水区沉积的主要为粒屑亮晶灰岩。在滨外为粒屑微晶灰岩和微晶灰岩，它们大都是在浪底之下沉积的。周期性的风暴可以影响这些沉积物，产生贝壳滞留沉积和风暴层，后者是由厚几厘米的序粒层组成的。沉积物常有生物扰动，通常的骨屑组分为软体动物，主要为双壳类。灰泥丘和斑礁也可以在这些开阔的陆棚上出现，特别是在外陆棚边缘多见。陆源的粉砂和黏土常是陆棚灰岩的重要组成部分，它们有时成为薄的夹层。
（五）陆棚边缘生物礁碳酸盐相
生物礁一般是指具有生物构成抗浪骨架的碳酸盐岩体。造礁的生物主要有珊瑚、层孔虫、苔藓虫、海绵和藻类。由于礁主要是原地生长的，因此，礁灰岩具有两个重要的特征：一是成块状产出而不成层，二是在生长位置上的生物占优势。原生空隙特别发育是礁灰岩的另一特征。
（六）礁前碎屑岩堆碳酸盐相
许多现代生物礁，尤其是位于陆棚边缘上的礁体，礁前常是一个陡的斜坡，有些地方甚至是直立的，上部有许多造礁生物，向下则变为礁碎屑堆斜坡。沉积物主要是礁体破碎后带下来的碎屑物质，粒度变化很大，从巨大的石块、角砾直至砂和粉砂级的碎屑都可以出现；碎屑成分主要为与礁体有关的生物碎片或礁体的碎块，构成砾屑灰岩、粒屑微晶灰岩。有时有滑动构造。
在陆棚边缘斜坡上，除碎屑堆外，在较深水的地方还常有灰泥丘出现。灰泥丘是一些直径几十至几百米的块状微晶灰岩堆积，其侧面可变为具很好层理的石灰岩，其中常含海百合、苔藓虫和藻类等化石。
（七）开阔海或深海碳酸盐相
在外陆棚、大陆斜坡和深海盆地内，因为水太深、底栖生物不能生活，但由远洋浮游生物组成的碳酸盐可堆积在缺少黏土的地方。
现代深海碳酸盐沉积物是由翼足类、颗石藻和有孔虫组成的。古代深海碳酸盐岩出现在亚平宁的中生代地层中，如菊石紫红色灰岩。白垩也是一种远洋石灰岩。
深海石灰岩的特征除了含多量的远洋生物外，许多深海石灰岩是瘤状的。有的含铁锰结核和结壳。
在大陆坡和深海盆地内有时还有浊流沉积的碳酸盐岩。在盆地内，浊流沉积的石灰岩常和半深海的黑色页岩成互层。底面构造、粒序层理、水平纹理和波状交错纹理等在浊积石灰岩中也和在陆源浊积岩中一样发育。