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。
1.pH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0.36为充氧环境，大于0.36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＜0.45时底层水为充氧环境；0.45＜DOP＜0.75为贫氧环境；DOP＞0.75为缺氧环境。而Jones and Manning（1994）则把0.42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4.25、7.00和1.25，在氧化环境下分别小于2.00、5.00和0.75（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（＞3.0）指示氧化条件下的陆源有机质输入，低比值（＜0.6）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（‰）＝0.030+1.8050Cl-（‰）；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3.3一般为大陆沉积，比值大于4.5一般为海洋沉积。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。