Chapter 10滨海与浅海沉积体系
对海底沉积物 影响不大
波长大， 波高近等； 周期短，似正弦波
一）坡度对波形的控制
在陆棚区或深水区，波浪图像呈近正弦曲线，为长而缓、斜率小的波，波浪摆动的直径向下呈指数 函数减小（图 10－3A）。当水深超过浪的半波长时，向前传播的浪成为一系列的脊和槽的正弦图像切面， 因此，陆棚区或深水区底部水的动荡通常是很小的，一般没有沉积物的运动，所以常把水深等于 1/2 波 长处，作为浪基面。故当水深大于波长的一半时，沉积物所受到的波浪的扰动已很弱，这就是地质学上
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碎屑岩系油气储层沉积学——第十章
把此深度作为浪基面的理由。 当深水的波浪进入浅水区时，随着波速的减小，除了波浪产生波浪折射现象外，将发生以下的变化：
波长减小，陡度（波高/波长）增大，即波形从对称变为不对称，当深度接近于 4/3 波高时，波浪的破 碎作用就发生了；水的质点运动轨道从圆形变为椭圆形、直到往复的直线运动。只有波浪的一个特征， 即周期保持不变；这就形成了水动力的分带。
根据波浪的起因不同，海洋波浪有风浪、暴风浪和津浪（Tsunami也称海啸）。其中风浪是经常性持 续起作用的波浪，是影响沉积作用和海滩过程的主要因素；而暴风浪与津浪均为突变性的短暂事件，但 它们的作用巨大。
正常气候时，当风吹过海平面时所形成的海（湖）面波动，由于风的流动带有涡流和阵发性，它以 不规则的切线应力作用于水面，将能量传递给水面。起初在水面上吹起波纹，波纹不断发展成波浪。它 是海岸带向沿岸传送能量的主要形式，不仅本身具有侵蚀海岸和搬运改造沉积物的作用，而且还可派生 沿岸流（Longshore current）和回流（Rip current）。前者引起沉积物的沿岸漂流，后造成沉积向海迁移。 风浪从其生成区传播到沿岸地带，波谱不断发生变化；随着海水深度变浅，依次出现风浪、涌浪（Swell）、 升浪（Build—up）、破浪（Breaker）、拍岸浪（碎浪）或激浪（Surf）和冲浪（Swash）（图 10－3）。因
碎屑岩系油气储层沉积学——第十章
第十章 砂质海岸（滨海）与浅海沉积体系
众所周知，海洋环境远不同于大陆，除了物理化学状况外，海岸与海底的沉积条件与过程也存在着
巨大的差异。海底的环境特征和海水的深度有关，按海水的个带。则按大陆边缘（Continental margin）的地貌特征则可划分为为大陆架（Continental
活跃的地区。
近一个多世纪以来的地质勘探业已证实海岸内蕴藏着丰富的能源、金属及非金属矿产资源；因而，
对海岸带地质特征、尤其是其沉积环境的分析具有重要的实际价值和理论意义。
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中国地质大学（北京）能源系石油教研室，于兴河教授，2002 年编著
第一节 砂质海岸的基本特征与分类
定义：滨海一般系指从平均浪基面以上至最高浪潮面之间的地带。更简单地说在正常浪基面（一般 在水深 20m 以内）以上的滨海区，又称海岸带。
图 10－4 沿岸流与回流的形成机制及其所造成的碎浪带特征（据 Komar，1976）
三）气候与季节变化的影响
1、风暴期与贫暴期
在海滩地区砂粒的运动明显地受到波浪作用的控制，而这种作用也反映在风暴期和贫暴期的变化 上。在好天气即无风暴期时，波浪多半是低振幅，长周期，产生直接向陆方向的底涌，它只在较浅水中 引起中等数量的沉积物搬运；如果沿岸流较弱，被回流带向海的沉积物就少，则沉积物在滩面堆积海滩 面扩大，形成滩肩。但在风暴天气时，波浪振幅大、周期短、能量高，浪基面低，可搬运大量的沉积物， 但向陆方向有效的底涌浪随着波浪的陡度增大而减小，因此，供给到海滩面上的沉积物就减小，被回流
破浪波依次 向岸传播
破浪（Breaker） 升浪（Build up）
滨岸（或海岸）
波峰升高变陡，
浅水时，涌浪
向前倾倒、
因波高增大，
破碎为浪花
波峰变陡而形成
涌浪（Swell） 滨外
为暴风浪在 深水中的传播
崩碎
振荡
振荡
强烈的搬运 和改造， 侵蚀为主
其水深大致 相当于波高
使沉积物 向岸运动， 加积为主
水质点向波浪 传播而没有回流
图 10－2 无障壁海岸与有障壁海的关系（据？，199？年）
第二节 海岸的水动力条件
海岸地区可以受到风、河流、海浪或波浪、潮汐及海流的作用，这些不同营力的相互作用影响海岸 地貌与沉积特征。其中最主要的是海浪、近岸流及潮汐，前两者主要控制着无障壁海岸的沉积特征；后 者则是有障壁海岸的主要制约因素。
一、波浪作用及对沉积物的搬运
表 10—2 海岸各种波浪形成的成因、作用与特点
冲浪（Swash） 后滨
岸线附近， 浅而高速的急浪
冲洗
可爬上海滩，使 沉积物向岸搬运
为高流态 （Fr≥0.84）， 速度高，波浪强
拍岸浪或碎浪（Surf） 前滨
因波峰处水质点的 运动速度超过波形，
并向前冲泄而成 产生分量， 沿岸流与回流
海岸最重要营力， 搬运为主
2、季节的差异
通常不同的季节，海 滩范围则有所不同，波浪 的形态也有着明显的不 同；其表现为：夏季的波 浪以波长大、波高低、滩 面宽为特征。砂质以靠岸 沉积为主；而冬季则与夏 季正好相反，波浪以波长 短、波高大，滩面窄为特 色（图 10－6）。
图 10－6 不同季节海滩与波浪的特征（据 C．C．Plummer 和 D．McGeary，1996）
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中国地质大学（北京）能源系石油教研室，于兴河教授，2002 年编著
此，在波浪在进行能量传导过程中，在不同的深度及海岸带，其波形不同，所表现的特点也各异（表 10－3）。
A
B
特征 部位 成因 水的 运动 作用
特点
图 10－3 风浪向岸传波过程中的波浪变形图（据 Shepard 和 Inman，1966）
shelf 或称陆棚）、大陆坡（Continental slope）、大陆基（Continental rise 或称陆隆）和洋底（Ocean floor，
也称深海平原—Abyssal plain）（图 10－1），大陆坡折（Shelf break）是陆架与陆坡的转折点（或带）。
在正常浪基面以下的浅
海带又称陆棚区，陆棚边缘
水深 0～500m，平均 130m 以
上，这是一片地形简单的平
坦海底，斜度或坡度只有几
分到几度，一般小于 4°。陆
棚之外是大陆斜坡，它具有
较大的坡度，一般是 4°～7°，
有时可达 13°。通常水深在
2.5km 以内。陆坡之外到洋底
之间称为大陆基。
海岸位于陆架区，与大 a
陆直接相连，水深较浅。全
部处于浅水波浪带和透光
环境 特征
海水反复进退，日光充足， 生物繁多，温度和盐度变化较大；
生物群变化迅速，适应性强
①地形； ②岩性特征
潮汐与 波浪强度
外，还可形成较发育的滨海碳酸盐沉积。
二、环境分类
关于海岸环境的划分，不同专业的学者由于侧重点的不同，其划分方案各异。但归结起来，主要是 根据海岸环境的主要控制因素（如：水动力条件、沉积物供给状况、气候变化、地貌特点、海平面升降 及地质构造背景等）对其进行分类。而从沉积学的角度来看，首先可依据沉积物的类型将其划分为陆源 碎屑型海岩（砂质海岸）和碳酸盐（包括蒸发盐）型海岸两大类；尔后，在此基础上，再根据有无障壁 性地形的存在，对砂质海岸进一步划分为无障壁海岸和有障壁海岸两类。若根据水动力条件是以波浪作 用为主，还是潮汐作用为主，又可分为海滩型海岸和泻湖—潮坪型海岸；或称浪控型与潮控型海岸。
一、地质特征
滨海带均呈带状围绕着大陆或岛屿的边缘连续展布，其宽度随海岸坡度、波浪强度、潮差大小的不
同而有所变化。在坡度平缓、强潮区和具有强大向岸的风暴地带，滨海带可宽达数公里至十数公里（如
西北欧的荷兰海岸，我国苏北滨海带等）；而在陡峭的岩石海岸，滨海带则很窄，仅有几十米宽（如挪
威及我国东南沿海的某些地带）。
带：水动力状况复杂，波浪、
潮汐、沿岸流对沉积物的扰
动、搬运和改造极为强烈；
气候影响明显，海水温度和
盐度变化大；海水中含氧量
高。富营养物质，生物繁盛，
生态分异明显多样。因此， b
沉积条件的多变性是海岸带
区别于其他沉积环境最为突
图 10－1 大陆边缘理想模式（a）与剖面（b）（据？，199？年）
出的特点。在地质历史中，海岸带又是对地壳运动、海平面波动和海侵、海退反应最敏感和地质作用最
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碎屑岩系油气储层沉积学——第十章
无障壁海岸又称为广海型海岸，它与广海陆棚之间无障壁岛，二者之间连通性很好。海岸地带沙坝 或生物礁等障壁地形不发育。因此，这里受到明显的波浪和沿岸海流的作用，海水可以进行充分流通与 循环。
有障壁海岸又称为局限型海岸，障壁性地形的存在使近岸的海与广海隔绝或部分隔绝，它的海水处 于局限流通的状况，其波浪作用较弱，较多地受潮汐作用的影响，水动力能量一般较低，海水的盐度亦 不正常（图 10－2）。当海平面上升时，有障壁海与广海连通。当海平面下降时则形成泻湖—潮坪。
滨海带的基本地质特征主要表现在四个方
表 10－1 海岸带的基本地质特征
面：①深度范围；②宽度大水；③沉积特点及④ 表现
深度
环境特征上（表 10－1）。深度范围主要受正常
范围
天气波浪强度的控制。面向大洋的开阔滨海带， 宽度
特征 变化大，通常在 20～30m；
水动力条件不稳定 不固定，
影响因素 ①波浪与潮汐；
它与“滨海带（Shore zone）”、“滨线（Shoreline or coastline）”、“滨海环境（Shore environment）”、 “沿岸带（Longshore zone）”及“海岸地区（Coastal region）”等术语相近。但对它们具体范围的界定 和描述这个地带所使用的术语一直没有统一。有的人将滨海带限定在平均低潮水位（或最大低潮水位） 和平均高潮水位（或最大高潮水位）之间的地带，实际上就是潮间带，这是狭义的滨海带概念。而多数 沉积学家、海洋学家和地貌学家则采用广义的滨海带的概念—滨海带的上限向陆延伸到最大风暴潮可以 波及的地带或某些自然地理特征变化带，如海蚀崖、海岸沙丘、永久性植物生长带等；其下限向海可达 到正常天气的波基面深度。
体系域
体系域(Brown and Fisher，1977)是指一系列同期沉积体系的组合(systems tract)。
体系域是一个三维沉积单元，体系域的边界可以是层序的边界、最大海泛面或首次海泛面。
可以通过地震反射终止关系，如上超、下超，以及沉积相的组合序列、体系域内部的几何形态来识别体系域类型。
体系域是进行层序地层划分的基本作图单元。
在一个海平面升降旋回中，在旋回的不同阶段发育了不同的体系域，即不同的体系域类型发育于某一沉积层序的特定部位。
在原先的定义中，基本的标注里不包括指示厚度，也没有任何时间的涵义。
体系域是基于地层的叠加模式，它在层序内的位置和其界面的类型常常与滨线沿着一条推断的基准面变化曲线的特殊位置相联系。
随着Galloway(1989)，Hunt和Tucker(1992)，Embry(1993，1995)，Posamentier和James(1993)，Posamentier和Allen(1999)，Plint和Nummedal(2000)等人后来工作的进展，他们逐渐对早期Exxon公司科学家们(Vail，1987；Posamentier and Vail，1988；Van Wagoner，et a1．，1988，1990)关于体系域的定义进行了细化。
不同学者对体系域的分类及体系域界面的划分有不同的理解，甚至在体系域的发育和分布上，不同盆地都会得出不同的研究结论。
例如，部分研究者应用含油气盆地层序解释技术对塔里木盆地层序格架与沉积充填模式进行了探索，结合盆地发育情况和构造特征，建立了塔里木盆地石炭系层序地层格架。
通过地震层序分析及高分辨率的岩心和测井地层分析，将东河砂岩所在的下石炭统划分为4个标准的三级层序，认为沉积层序的最显著特点是低位体系域的缺失或至少没有明显的低位体系域沉积(吴因业等，2008)。
体系域模式提供了从重建沉积史开始的盆内基准面波动的第一手资料解释。
体系域和基准面关系的可预测性使得层序地层学成为一种寻找盆地内自然资源的极为有效的工具，通过它可以追踪盆地演化不同体系域阶段沉积相的横向变化。
海相组沉积相公开课一等奖课件省赛课获奖课件
海相组岩石类型极为多样，如砾岩、砂岩、粉砂岩、粘土岩、碳酸 盐岩等在海相组中广为分布。普通来说，海相组中各类岩石的厚度大、 分布广、岩性稳定，碎屑岩的构造成熟度和成分成熟度高，圆度及分选 好。
2．沉积构造 海相组沉积中发育有多个类型的层理、波痕、雨痕、泥裂及其它沉 积构造。由于各类沉积构造在判断沉积环境时的多解性，就很难拟定哪 种构造在海相组中是最特性的，然而某些构造的组合可能在海相组或海 相组的某些部分发育是较为特性的。例如低角度的交错层理、滑动及流 动构造在海相组中发育，而水平层理、粒序层理等在深海盆地中发育， 槽状及弧形交错层理、波痕、雨痕、泥裂、盐类假晶在滨岸地区发育。
第一节 海洋沉积环境与沉积特征
第二节 海相碎屑岩沉积模式
一、滨岸沉积特性 1．滨岸沉积环境划分 滨岸相位于波基面及最高涨潮线之间。根据海岸环境特性，可划分
为障壁型和无障壁型两类。障壁型滨岸环境发育障壁岛、渴湖、潮坪， 其环境和沉积特性已属于海陆过渡相组。这里重点介绍无障壁滨岸相。
无障壁滨岸相的沉积环境是无障壁岛遮挡、海水循环良好的开阔海 岸带。进一步按照海岸水动力状况和沉积物类型，可分为砂质或砾质高 能海岸及粉砂淤泥质低能海岸两种类型。它们的宽度随海岸带地形的陡 缓而定，在陡岸处宽度仅数米，平缓海岸其宽度可达10km以上。古代 海岸因岸线不停迁移，可形成宽而厚的砂质海岸沉积，成为油气储集的 良好场合。
在低能海岸带，以潮流作用为主，为粉砂淤泥质海岸。海岸坡度平 缓，含有较宽敞的潮间带（潮滩），缺失后滨带。
第二节 海相碎屑岩沉积模式
2．滨岸亚相类型及沉积特性 按照地貌特点、水动力状况、沉积物特性，可将滨岸相划分为海岸砂丘、 后滨、前滨、临滨四个亚相（如图所示）。
海洋碎屑沉积物的分类
海洋碎屑沉积物的分类海洋沉积物（marine sediments）是指各种海洋沉积作用所形成的海底沉积物的总称。
以海水为介质沉积在海底的物质。
沉积作用一般可分为物理的、化学的和生物的3种不同过程，由于这些过程往往不是孤立地进行，所以沉积物可视为综合作用产生的地质体。
传统上，按深度将沉积物划分为：近岸沉积（0～20米），浅海沉积（20～200米），半深海沉积（200～2000米），深海沉积（大于2000米）。
滨海带沉积物滨海沉积物(水深0～20米)：主要是分布在海滩、潮滩地带的机械碎屑，即不同粒度的沙、砾石和生物骨骼、壳体的碎屑等。
在干旱气候下的潟湖中，因蒸发作用可以形成岩盐、石膏和钾盐等化学沉积物；在潮湿气候条件下，潟湖可变成滨海沼泽，堆积大量成煤物质。
浅海带沉积物浅海沉积物(20～200米)：浅海带占海洋面积的25%，但这一海域的沉积物却占海洋全部沉积物的90%。
浅海沉积物有3类：碎屑沉积物主要是沙质级的，由于波浪随海深的增加而减弱，所以碎屑沉积物的粒径一般是从浅水往深水变小。
但是因潮流、洋流，以及海底的起伏和大陆的剥蚀强度等的影响,现代的浅海带的沉积物的粒度，并非都是近岸粗，远岸细。
生物沉积主要是生物遗体形成的沙和泥，它们成分主要为碳酸钙质。
在热带、亚热带的温暖海洋中，还有以珊瑚骨骼为主，其他生物的骨骼和壳体为辅所构成的生物礁堆积，叫珊瑚礁。
化学沉积物主要是来自大陆的铁、锰、铝、硅的氧化物和氢氧化物的胶体，与海水电解质相遇时，絮凝成鲕状或豆状的沉积物。
半深海沉积物半深海沉积物(200～2000米)：通常以陆源泥为主，可有少量化学沉积物和生物沉积物。
在浊流和海底地滑发育区，可有来自浅海的粗碎屑物，局部地段可见冰川碎屑和火山碎屑。
大陆坡上分布最广的沉积物是形成于还原环境中的蓝色软泥；分布于热带、亚热带海岸大河口外的红色软泥和发育于大陆架与大陆坡接壤地带的绿色软泥。
深海沉积物深海沉积物(2000米以上)：通常以浮游生物遗体为主，而极少陆源物质。
海洋沉积
2014-11-29
五、三角洲沉积作用
• 三角洲是河流携带的泥沙等物质在滨海(湖)地带形成的 堆积体，由陆上和水下两部分构成，水下部分是陆上部分 的延续，陆上部分是水下部分发展的必然结果。 • 决定三角洲发育和沉积物分布的主导因素是河口水流。河 流入海，由固定河床进入开阔海域，比降减小，流幅展宽， 流速降低，淡咸水混合，自河口向海方向，沉积物发生分 异沉降。 • 近河口区的沉积物是砂、粉砂和粘土的混合物，以砂为主； 远离河口的地带主要是粘土落淤，砂和粉砂含量甚少。 胶体化学作用和生物作用促进粘土沉积，从而增加了沉积 物中粘土质的含量。此外，河口以外细粒沉积物扩散甚远， 为尔后三角洲的前展奠定了基础。
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2014-11-29
谢谢~
Make Presentation much more fun
2014-11-29
二、潮坪沉积
• 潮坪是以潮汐作用为主要动力，坡度极其平缓(0°03′～ 0°17′)，由 细碎屑物质(粘土、粉砂)组成的近岸带。 • 潮坪多呈带状延伸，在开阔海的边 缘规模大；发育在海 湾、河口湾和潟湖周边的潮坪规模较小，呈断续分布。 • 发育潮坪的条件除地形、潮差外，还必须有 丰富的细粒 沉积物质，并且波浪作用微弱。如物源不足或波浪作用太 强，即 使地形平缓、潮差很大，也很难形成潮坪。
2014-11-29
大陆坡-陆隆沉积
• 大陆坡-陆隆环境中的沉积作用与大陆架不同，除受地 质构造环境、海面 变化、物质来源及生物活动影响外， 主要受块体运动、大洋深层热盐环流及 水柱中的沉降 等过程的控制。陆坡-陆隆堆积了大量以陆源成分为主 的沉积 物，厚度可达 2000～5000m。
体系域
体系域(Brown and Fisher，1977)是指一系列同期沉积体系的组合(systems tract)。
体系域是一个三维沉积单元，体系域的边界可以是层序的边界、最大海泛面或首次海泛面。
可以通过地震反射终止关系，如上超、下超，以及沉积相的组合序列、体系域内部的几何形态来识别体系域类型。
体系域是进行层序地层划分的基本作图单元。
在一个海平面升降旋回中，在旋回的不同阶段发育了不同的体系域，即不同的体系域类型发育于某一沉积层序的特定部位。
在原先的定义中，基本的标注里不包括指示厚度，也没有任何时间的涵义。
体系域是基于地层的叠加模式，它在层序内的位置和其界面的类型常常与滨线沿着一条推断的基准面变化曲线的特殊位置相联系。
随着Galloway(1989)，Hunt和Tucker(1992)，Embry(1993，1995)，Posamentier和James(1993)，Posamentier和Allen(1999)，Plint和Nummedal(2000)等人后来工作的进展，他们逐渐对早期Exxon公司科学家们(Vail，1987；Posamentier and Vail，1988；Van Wagoner，et a1．，1988，1990)关于体系域的定义进行了细化。
不同学者对体系域的分类及体系域界面的划分有不同的理解，甚至在体系域的发育和分布上，不同盆地都会得出不同的研究结论。
例如，部分研究者应用含油气盆地层序解释技术对塔里木盆地层序格架与沉积充填模式进行了探索，结合盆地发育情况和构造特征，建立了塔里木盆地石炭系层序地层格架。
通过地震层序分析及高分辨率的岩心和测井地层分析，将东河砂岩所在的下石炭统划分为4个标准的三级层序，认为沉积层序的最显著特点是低位体系域的缺失或至少没有明显的低位体系域沉积(吴因业等，2008)。
体系域模式提供了从重建沉积史开始的盆内基准面波动的第一手资料解释。
体系域和基准面关系的可预测性使得层序地层学成为一种寻找盆地内自然资源的极为有效的工具，通过它可以追踪盆地演化不同体系域阶段沉积相的横向变化。
海洋沉积作用
一、滨海沉积滨海——是波浪和潮汐运动强烈的近岸水域，其下界为浪基面。
在基岩海岸区较窄，低平海岸区很宽，可达数公里以上。
根据海水运动的特点，滨海可分为三个带：滨海以机械沉积为主，只有在泻湖环境下才有较好的化学沉积。
1.机械沉积①基岩海岸的机械沉积特征：a.沉积物以砂、砾为主，形成砾石滩或砂滩，磨圆度和分选性较好。
b.砾石的长轴大致与海岸平行，砾石扁平面向着大海倾斜，显示出定向排列特点。
c.砂质成分教单一，通常以石英砂为主，少量贝壳砂。
有些化学性质稳定，密度较大的矿物可富集形成滨海砂矿，如钛铁矿、金、金刚石等。
d.砂质沉积物中常见的交错层理和不对称波浪等。
②低平海岸的机械沉积特征a.以泥质和炭酸盐沉积为主，形成泥滩，常见砂质透镜体，也有以砂质为主的砂滩。
b.具有水平纹层结构，常见交错层理。
c.可发展成为滨海沼泽，并形成大规模的煤田。
我国华北C－P繁荣煤矿多属于此类。
2.泻湖沉积——滨海的潮下带形成砂坝，在适宜的条件下，砂坝不断加宽、加高，使海的边缘或海湾与外海隔离或半隔离，则形成了泻湖。
泻湖沉积特点：①以泥砂质沉积为主，水平层理发育；②干旱地区的泻湖常形成盐类沉积夹在其中。
二、浅海沉积浅海——是指水下岸坡以下（以水下砂坝为标志），直至200米深度的海域，其海底为大陆架。
1.浅海的特点：①波浪、潮汐运动较强烈，有时能直接影响到海底，使浅海具有良好的通气条件及稳定的盐度、且阳光充足、海水温暖，有利于生物大量繁殖。
②浅海是最主要的沉积场所，接纳了陆上河流带来的大量碎屑物质和溶运物质。
2.浅海机械沉积特征①碎屑物质主要来源于陆地，部分来自海蚀作用产物；②沉积物颗粒比滨海沉积细，砾石极少见。
由近岸到浅海处，沉积物由粗到细：粗砂－>中砂－>细砂－>粉砂（粉砂质粘土）。
③具有良好的水平层理，常含有较完整的动物遗体、贝壳等。
3.浅海化学沉积特征①化学沉积物来自海水溶蚀物质以及河流地下水带来的溶解物质和胶体物质。
浅海沉积特点讲解
图 4-8 太 原 组 近 岸 浅 海 相 沉 积 类 型 A, 风暴侵蚀面； B, 生物滞积层； C, 纹理层； D, 泥质生物扰动 层.
类型Ⅴ 泥晶生物屑灰岩+泥晶灰岩 • 由含完整生物化石的泥晶 灰岩构成，岩石成分主要 为方解石灰泥，珊瑚类与 腕足类共同发育，生物碎 屑不发育。腕足类化石在 局部比较集中，并且保存 完整，为原地底栖生物组 合；并且大型单体珊瑚在 珊瑚中所占的比例较大， 鳞板带加宽。该类型形成 于正常浪基面附近较低能 环境，遗迹化石丰度、分 异度都较高。
类型Ⅱ 含泥晶生物碎屑灰岩+含生物碎屑泥晶灰岩+泥晶灰岩 沉积序列 • ⑴纹理层普遍出现，包括 丘状交错层理、波状交错 层理和平行层理，并可见 逃逸构造；⑵遗迹层系指 泥晶灰岩中含有丰富的遗 迹化石，其生物扰动中等， 定形遗迹化石的种类与类 型Ⅰ相似，但遗迹化石 Zoophycos 个体相对较小； 顶部常有星点状分布的 Syringopora 群体珊瑚。
沉积特点及太原组地层特点
• 晚古生代，研究区的古地理位置为豫西-淮北海湾之西部，长期处于热 带暖湿气候条件下的滨海环境，地层自下往上依次分为本溪组、太原 组、山西组、下石盒子组、上石盒子和孙家沟组，总厚度为 7001300m，其中含煤地层（太原组、山西组、下、上石盒子组）厚约 500-1000 米，在豫西出露良好。 • 下二叠统太原组为一套在陆表海环境下形成的主要是一套浅海相碳酸 盐岩和陆源碎屑岩的混合沉积，主要由泥岩、灰岩、砂岩、粉砂岩及 薄煤层组成。东北及东部厚，西南部薄。其上以最上一层灰岩顶面与 山西组整合接触，其下以最底部一层较稳定的灰岩底与本溪组整合接 触。在纵向沉积序列上，按照沉积旋回特点，本组岩性组合具有明显 的三分性，上、下段都以灰岩为主，中段主要为碎屑岩。 • 太原组中含有丰富的动、植物化石，化石带有牙形石： Streptognathodus-Sweetognathus 带；蜓类： Pseudoschwagerina 带； 植物组合：Neuropteris ovata-Lepidodendron posthumii-Taeniopteris sp. 带。
海洋沉积作用PPT
物源：浅海沉积物的二次搬运、风运物、冰运物、 类型：主要有浊积物和红色大洋粘土。
潮坪：波浪作用弱，高潮时海水才能到达的平缓的海岸地带，常由泥滩 所组成。 第三节 湖泊的沉积作用 不同气候区，因地表径流和海水对泻湖补给量的差异，可使泻湖中的海水盐度不正常，发生淡化（小于33‰ ）和咸化（大于33‰
沙嘴(spit)：一端与海岸相连，一端伸入海中的垄岗地 形。通常是由沿岸流携带沙粒从海岸岬角部位进入海 湾，因水域变宽，流速下降导致沙粒堆积。同时因波 浪折射，其尾部常呈弧形
马萨诸塞州科德角湾的卫星照片显示了沿岸
流如何输沙和沉积，从而形成沙嘴
生物礁：由珊瑚虫、海藻、苔藓虫、层孔虫等群体生物分泌钙质骨骼在原地建造起来的生物沉积。 沉积构造：浪基面以上地带有对称或不对称波痕，具交错层理； 河水中的K含量远远低于Ca含量，而海水中二者几乎相等，为什么？ 顺序：沙、砾—粉沙、泥—淤泥。 马萨诸塞州科德角湾的卫星照片显示了沿岸流如何输沙和沉积，从而形成沙嘴 蓝色软泥：广布于大陆坡，呈蓝黑、深蓝或浅蓝色，有硫化氢味， 扇体厚度向深海平原方向减小，成分有粘土、沙，还有砾石、岩块和生物屑，具递变层理，下粗上细。 河水中的K含量远远低于Ca含量，而海水中二者几乎相等，为什么？ 溶解度大的K、Na、Mg、Ca等的硫酸盐、卤化物很少沉淀 ，从泄水口流走。 Limestone; chert; organic reef; coral reef; reef limestone; 碳酸盐阶段：湖水在咸化过程中，溶解度小的碳酸盐首先过饱和而结晶沉淀，形成主要以方解石（CaCO3）为主的碳酸盐软泥，接着 发生沉淀的有白云石（MgCa[CO3]2），苏打（Na2CO3. 马萨诸塞州科德角湾的卫星照片显示了沿岸流如何输沙和沉积，从而形成沙嘴 现代海滩沉积（砾滩），Bornholm, Danmak, Baltic （三）深海区的生物源沉积 和化学沉积 7‰ ），盐湖（过饱和结晶）。 砾滩：山区河流的河口区或基岩海岸附近，砾石具有较高的磨圆度，形态扁圆形或球形，扁圆形者常定向排列，长轴基本与海岸平行 ，最大扁平面倾向海洋。 氯化物阶段：湖水进一步浓缩，盐度大于50‰。 类型：主要有浊积物和红色大洋粘土。 分选磨圆：沉积物具良好的分选性和磨圆度 半深海区的碎屑沉积物类型
地史学 浅海滨海 沉积环境 龚一鸣
障壁海岸亚环境
障壁岛、泻湖、海岸萨布哈、潮汐通道、冲越扇、 潮汐三角洲（不是潮控三角洲）、潮坪等。
1、萨布哈
Sabkha是指波斯湾海岸的一片荒芜低平的盐碱地，代表干旱气候 条件下有盐壳的盐坪、盐沼和盐碱滩沉积环境。对潮上带的盐坪称海 岸萨布哈，大陆内干旱盆地形成的盐碱滩，干盐湖则称为大陆萨布哈。
底部为一套潮坪沉积的碳酸盐泥、藻泥碳和纹 层碳酸盐沉积，其上为萨布哈沉积。靠陆方向（上 部萨布哈）为结核状硬石膏层、碳酸盐和石英砂、 肠状石膏层。向海方向（下部萨布哈）则为块状的 石膏软泥沉积。 波斯湾的特鲁西尔海岸现代潮坪和萨布哈是一 个最近三百年内形成的海退序列。
（2）后滨 海岸沙丘下界与平均高潮线之间，只有在特大风暴和异常高潮时才能被 水淹没，受到波浪和弱水流的作用。后滨是一个平坦的狭长地带。 主要是砂，常有生物介壳，可以由风暴浪带来大量介壳堆积形成介壳层。 在浅的洼地中可发育纹层泥和藻席。由于蒸发作用，可发育盐壳。常见潜穴 和足迹，但一般不易保存下来。发育水平层理、块状层理和小型交错层理。
（二）陆源碎屑无障壁海岸环境
1、地貌单元划分 标志性特征：以发育海滩为特征。 根据地貌、水动力和沉积物特征，可分：海岸砂丘、后滨带、前滨带 和临滨带
海岸砂丘：下界位于最大风暴涨潮位附近。 后滨：海岸砂丘与平均高潮线之间，相当于潮上带。 前滨：平均高潮线与平均低潮线之间，相当于潮间带。 临滨：平均低潮线与浪基面之间，属于潮下带。前滨与临滨地区常发育有沿岸沙坝。 过渡带：浪基面以下（附近）。
4、沉积特征
（1）海岸砂丘：指海平面之上的海滩砂经风的改造作用而形 成的沙丘带（位于特大风暴潮以上，基本是风成作用）。
在砂的供给充分，有强劲的向岸盛 行风和海岸不断向海推进的地区经常发 育海岸砂丘，其宽度可达10km。 沉积物（成分、结构）：成分单 一（石英），缺乏泥和化石。分选好， 细-中砂。石英砂表面常发育因颗粒撞 击而形成的碟形坑，表面多呈毛玻璃状。 海岸砂丘是海滩砂风成改造而成，分选 好，圆度高，中粒砂为主，重矿物相对 集中。 沉积构造：风成砂丘大型槽状交 错层理。纹层和层系厚度较大。前积纹 层倾角陡，可达30度-40度，层系厚度 数十厘米。砂丘内部常有大量弯曲的侵 蚀面。沙丘之间常有植被生长，植物腐 烂后可形成泥碳层和根系层的透镜状夹 层。
海洋沉积学内容概要汇总
第一章海洋沉积学导论第一节海洋概况1. 学科地位海洋学包括：（1）海洋物理；（2）海洋化学；（3）海洋生物；（4）海洋地质：海底地形、海洋沉积、海底构造、海洋矿产2. 定义❖海洋沉积学(marine sedimentology)是海洋地质学的重要分支，是海洋学和沉积学之间的边缘学科。
❖海洋沉积学是研究现代海底沉积物（及沉积岩）的组分、结构、分布规律、岩相、形成作用及形成机理的科学。
第二节海水运动及其沉积作用一、海水运动1.河流径流作用2.波浪作用3.潮汐作用4.大洋环流作用二、沉积作用1.机械搬运与沉积作用1）牵引流搬运介质运动带动固体颗粒运动，水和空气是牵引流的主要介质。
低流态，F<1, 是一种水深流缓的流动状态，水体搬运能力弱，水面波动和沉积物表面的起伏不同相。
过渡流态：F=1，水面波动与沉积物表面起伏不完全同相。
高流态：F>1，是一种水浅流急的流动状态，水体搬运能力大，水面波动和沉积物表面的起伏同相。
2）重力流通常称为高密度流, 在重力作用下，沉积物不稳定而移动⇒带动水介质运动⇒水介质与沉积物充分混合，进而形成富含沉积物的流体。
按照沉积物的支撑机理，重力流可分为四种类型：浊流：流体内的沉积物由湍流的向上分力所支撑，并使沉积物持续地悬浮于流体中。
液化流：沉积物颗粒间孔隙流体的向上流动而支撑沉积物。
在富含液体（水）的松散沉积物中，当孔隙流体压力超过静水压力时，颗粒保持悬浮状态，就象流沙一样。
颗粒流：由于沉积物颗粒之间的相互碰撞作用而支撑颗粒呈悬浮状态，在重力作用下流动。
碎屑流：基质支撑沉积物颗粒，使砂、砾级悬浮于其中而在重力作用下进行搬运。
2.化学搬运与沉积作用溶解物质可以呈胶体溶液或真溶液被搬运，这与物质的溶解度有关，Al、Fe、Mn、Si的氧化物难溶于水，常呈胶体溶液搬运；而Ca、Na、Mg的盐类则呈真溶液搬运。
在沉积盆地中沉淀形成各种自生氧化物和盐类矿物。
1）在搬运过程中，当胶体溶液因两种带不同电荷的胶体相遇，或电解质作用，或浓度增大以及pH值的影响失去稳定时，胶体就发生凝聚（絮凝作用），胶体物质即在溶液中集结成为絮状、团块状。