圖19-2地質歷史時期沈積巖類型分布圖(根據Ronov，1983)
(1)條帶狀鐵建造(BIF)，即碧玉鐵礦或磁鐵礦石英巖，最早出現於37.6億年前的太古代，與綠巖帶共生。早元古代沈積物量最豐富，以後逐漸減少，元古代以後消失，整個顯生宙沒有再出現。另壹類含鐵建造屬於鮞粒-針鐵礦-菱鐵礦型，僅在顯生宙出現，但分布相對有限。
(2)最古老的紅層發現於25億年前的綠巖帶中，此後至654.38+0.8億年前非常稀少，直到晚元古代和顯生宙才顯著增加。
(3)顯生宙，沈積巖中碳酸鹽巖的數量接近25%，而元古代形成的碳酸鹽巖僅占5%左右，太古宙更少。在碳酸鹽巖成分中，鎂鈣比隨時間降低，反映顯生宙以前有較多的白雲石。含鐵白雲石常見於太古宙地層中，其含鐵量隨時間有減少的趨勢。寒武紀開始出現淺水沈積的泥晶灰巖和生物灰巖，晚侏羅世遠洋灰巖與聯合古陸和大陸漂移解體有關。
(4)在古元古代，23億~ 20億年前，大陸上開始出現錳礦。北美和大洋洲有晚元古代的硬石膏和石膏，顯生宙的蒸發巖占全部沈積巖的5%。碳質頁巖、煤和石墨在20億年前的古元古代開始出現，但煤很少，直到晚泥盆世陸生植物繁盛。
(5)太古宙綠巖帶出現了復雜的砂巖和濁積巖，元古宙地層出現了典型的長石砂巖。後來，這些未成熟的沈積巖逐漸被成熟的砂巖和石英巖所取代。
除上述壹般趨勢外，下面簡要介紹地質歷史中幾種常見沈積巖的演化特征:
◎砂巖:大多數太古代長石質潔凈砂巖或長石砂巖中斜長石的含量遠高於堿性長石。相反，顯生宙砂巖中堿性長石的含量高於斜長石。古-中太古代砂巖多為富含泥基的巖屑雜砂巖，多以厚層濁積巖沈積出現，成分成熟度和結構成熟度極不成熟。從碎屑的成分來看，純橄欖巖、橄欖巖等超基性巖屑的含量遠高於長英質碎屑。在碎屑礦物顆粒中，橄欖石、輝石和斜長石較為豐富，在應時和堿性長石中較為少見。這些顆粒主要是有棱角的，分選性差，沒有很強的操控性和磨損性。這些特征與這壹時期廣泛分布的花崗巖陸殼被淺海周期性覆蓋的沈積環境相壹致。雖然某些陸源物質明顯來自花崗巖和麻粒巖，但總的來說，這壹時期矽鋁陸殼較薄，暴露範圍有限。這壹時期母巖的主要剝蝕區是超基性巖、基性巖漿島弧和部分出露的下地殼甚至地幔物質。經過快速和短距離的搬運，剝蝕下來的碎屑物質直接沈積在海溝、弧前和弧後盆地中。由於沒有寬闊穩定的淺陸架，碎屑物質的沈積改造不明顯。同時，這壹時期地表缺乏植被，大氣也處於酸性還原狀態，增強了地表風化和侵蝕。從太古宙末到早元古代，由富含應時的堿性長石和矽質巖組成的長石砂巖含量開始增加，來自花崗巖和流紋巖的碎屑成分也逐漸增加。在元古代，大陸地殼趨向花崗巖，並開始變得穩定。成分和結構成熟的應時砂巖開始大量出現，其碎屑顆粒有相當壹部分來自風化剝蝕的早期砂巖。早古生代砂巖主要為應時清潔砂巖，成分和結構成熟。它們基本上由99%非常圓且分選良好的應時顆粒組成，表明它們經歷了長期強烈的風化和搬運。在某些特殊情況下，熱帶地區的化學風化也可以形成應時砂巖，但這種化學成因的應時砂巖中的應時顆粒大多呈棱角狀，分選較差。要形成極其成熟的應時砂巖，必須經歷多次旋回。早古生代以後，這些極其成熟的應時砂巖開始逐漸消失。
◎碳酸鹽巖:石灰巖的礦物成分表明顯生宙海水化學成分的細微變化。這些變化與地質歷史中長時間尺度上的冰期和暖期交替有直接關系。冰期和暖期的交替控制著海平面高度、海水溫度和海水化學成分的變化。顯生宙大部分時間，地球處於溫暖、富含CO2的環境，海平面較高，大陸架被淺海覆蓋，石灰巖廣泛發育。而在冰期(如晚古生代-三疊紀、漸新世-現在)，石灰巖只在開闊海盆中發育，主要以鈣質浮遊生物軟泥的形式存在。顯生宙灰巖的形成速率相對穩定，但由於暖期和冰期的交替，其主要形成地點在淺海和深海之間變化。前寒武系灰巖沈積很少，壹方面是由於這壹時期缺乏寬闊穩定的淺水平臺，另壹方面是由於生物的進化。疊層石的研究表明，能分泌鈣的藍藻最早出現在35億年前，但由於海水和淺臺地的化學成分，它們直到元古代才繁盛起來。石灰巖的出現似乎與寒武紀生物大爆發有直接關系。寒武紀大爆發後，甲殼類動物開始大量湧現，生物分泌鈣的能力顯著提高，使得形成極厚的石灰巖成為可能。白雲石的形成在壹定程度上受大氣成分的影響。大氣中CO2含量低有利於鈣的沈澱，CO2含量高有利於鈣鎂的同時沈澱，即有利於白雲石的形成。白雲石豐富的時期往往對應溫暖期，早期形成的灰巖也容易白雲石化。碳酸鹽礦物的沈積也明顯受氣候影響。在冰期(如晚中生代、晚古生代)，海洋的化學成分更有利於文石的沈澱；在溫暖期(如早-中古生代和晚新生代)，更有利於方解石的沈澱。文石海和方解石海之間的這種轉變很大程度上是由於海洋中鎂和鈣的比例發生了變化。碳酸鹽巖中生物顆粒的類型是由碳酸鹽巖形成時期的主要鈣質生物組合決定的，因此地質歷史上有明顯的變化。例如，在古生代，由海百合、腕足動物、三葉蟲和苔蘚蟲生物碎屑組成的石灰巖非常普遍，但在二疊紀-三疊紀生物滅絕事件後，這些生物大量滅絕，然後它們在石灰巖中的含量大大減少。再比如，菊花灰巖只在晚古生代和中生代發現，由鈣質微型浮遊生物和有孔蟲組成的灰巖只出現在白堊紀以後的地層中。新生代灰巖主要由雙殼類、腹足類、鈣質藻類和海膽等生物碎屑組成，這些生物碎屑都是由鈣質生物的演化決定的。
◎泥質巖:太古宙和元古代泥質巖中鐵元素主要以還原態存在，新元古代及以後地層中出現氧化鐵。在新元古代以後的泥巖中，有機碳和碳酸鹽的含量顯著增加，這是因為生物開始逐漸繁盛，由於生物的固碳作用，碳元素越來越容易進入沈積物。大部分前寒武紀和古生代泥質巖主要由伊利石粘土礦物組成，但這可能主要是成巖作用造成的，因為伊利石是埋藏成巖過程中最穩定的粘土礦物，蒙脫石和高嶺石在成巖過程中容易轉化為伊利石。在新生代之前的地層中，以蒙脫石礦物為主的泥巖，如蕉嶺土，非常少見，這也是因為蒙脫石的晶體結構和化學成分在成巖過程中容易發生顯著的轉化。在中古生代以前的地層中，高嶺石礦物也很少見，這可能是由於陸生植物的缺乏，無法為高嶺石的形成提供條件所致。黑色頁巖往往對應於氣候的溫暖期，通常形成於主海侵期的早期，在沒有沈積物補給的深水還原條件下形成。
◎其他沈積巖:鐵巖和蒸發巖可以用來指示地質歷史中大氣的演化。18億年前廣泛發育的層狀鐵巖石，主要表明大氣中氧含量非常低。當層狀鐵巖從地層中消失後，沈積物中的鐵主要以氧化物的形式存在，偶爾以鮞狀鐵巖的形式出現。鐵巖的形成與熱帶土壤的風化和其他類型沈積物的缺乏有關，主要形成於溫暖的氣候條件下。120億年前後開始大量出現蒸發巖，尤其是石膏。只有在廣闊而穩定的大陸能夠周期性地被蒸發強烈的淺海覆蓋時，才能形成蒸發巖。大氣的成分也會影響蒸發巖的形成。在還原條件下，硫主要以黃鐵礦的形式沈澱，而壹些硫酸鹽礦物，如石膏，只有在大氣被氧化時才能形成。石膏巖和鐵巖壹樣，對大氣的演變很敏感。