岩心描述和取样

1、讲课提纲岩心编录、描述和取样为年轻的海洋地质学家准备二零零七年九月青岛岩心编录描述和取样（讲课提纲）引言长期以来，浅海地区都是利用表层取样和柱状取样进行海洋地质调查和研究，研究深度有限。20世纪80年代，我国开始在近海海域进行钻探取样，使海域第四纪研究深度大大增加。到目前为止，研究陆架区海洋第四纪沉积和地层的最深钻孔是渤海BC1孔（孔深240.5m）,时间跨度最长的钻孔是南黄海 QC2孔，达到古地磁 Olduvai亚时顶界以下（约）。海域超过100 个全取心的浅钻为研究我国陆架海域中更新世以来的沉积和地层奠定了基础。不容讳言，海区的多数钻孔还不能在整个钻孔中采取未经扰动的岩心，加上岩心保管及地

2、质编录和取样中仍然存在着不少问题，从而大大地降低了原始地质资料的可靠性。作为课题人员，尚无力改变钻探取心的落后状态，但通过地质编录确认岩心的可靠度则是责无旁贷的。地质观察是基础这是地质工作的至理名言。是以探索发现、解释自然为目标的地质科学的性质所决定的。它曾经是20世纪60年代，地质部门在“设计革命化”中提出的最重要的要求之一。它针对了当时出现的地质观察薄弱，原始资料质量降低而提出来的。对于海洋 地质工作而言，“地质观察是基础”也是颠扑不破的真理。海洋地质学的发展历史说明，它 的任何进展都是由于技术进步一一人的手和眼的延长，使观察能够更加深入细致。发展新技 术，谋求长柱状样和合格的钻孔岩心一直

3、是近年来我国海洋科学技术发展的重点项目。可惜 至今未取得突破性进展。大多数海洋地质调查仍然袭用着陈旧的取样设备。目前为止，海洋地质调查中最常规的可以直接观察到地质现象的只有各种取样器采取的样品一一表层取样、柱状岩心、钻孔岩心。浅海钻孔岩心，按现行的工程承包价，每进尺一米，获得的岩心靠港彳格大概是元 /米（意 味着用100元的人民币来裱糊岩心切面，可以裱糊1530层）。国家每年耗费大量资金在浅海打钻，所获得的有限岩心是弥足珍贵的。1岩心地质编录岩心地质编录的目的：岩心的地质编录，是将岩心所固有的原始数据进行科学的、客观的记录和编排；使用规范化的地质术语描述岩心的观察结果；登记所有的样品编号、采取

4、位置、分析目的。这应该是一份岩心处理过程最完整的原始科学记录和数据，具体要求如下：核对钻探施工及现场描述记录；在核对钻探记录与岩心保存状况无虞的情况下才能剖开岩心，核对钻探过程的重要原始数据，如扫孔记录及残留岩心。提取岩心次数，目的在于确认该回次岩心在钻孔中的位置。并评价岩心可能丢失部位。当岩心剖开以后，必须重新丈量每个回次，每管岩心的实际长度，并记录在案。认真查 看每回次岩心头尾是否是真岩心，以便决定取舍。确认一个回次多个岩心管中岩心是否连接。确认岩心的扰动程度，以评价取样的可靠性对岩心进行地质编录，首先是鉴别岩心的扰动程度。当岩心修平之后，第一件事是确认岩心的扰动程度，我们将岩心扰动分为3

5、级：第一级一一轻微扰动的，沉积构造基本未遭破坏，岩心的边缘受钻具压力，呈现轻微的上凸弯曲，但岩心的中心部分保持了原状，未变形（完全未扰动的岩心，在当前钻探技术条件下，几乎不存在。）；第二级一一严重扰动的，沉积构造已遭受破坏，但层理构造中的细层还清晰可见，然而沿层理已产生拉伸和流动变形，但是尚未遭受穿越层理面的碎屑的混合。表示沉积物尚未混杂；第三级一一混杂的，混杂岩心比较容易鉴定，它呈现出不同的土块，颜色、结构、构造混杂，非正常状态沉积；或有泥浆混入；或下部软弱层液化，沿压力薄弱处穿刺灌入，它常常处于岩心的中心位置，类似变形构造的“火焰构造”。岩心混杂可能由于孔壁坍塌或清孔不干净，或套管跟进不及

6、时，或 钻进压力过大等原因造成的。从钻孔岩心获取资料，主要取自扰动程度为第一级的岩心；扰动程度第二级岩心只能作 为参考，它仅允许应用于在有限的较薄层位中的混合样品采集；扰动程度第三级岩心一一混 杂岩心，绝对不能使用，禁止在其中采取任何样品。哪怕是稍做参考，也只会带来混乱和假 象为岩心描述和取样做好准备修平岩心是一项必要的，然而是目前最被忽视的步骤。以自然断面或仅仅是钢丝拉平的 表面作为岩心描述和照相的基面，都不足以全面细致地展现沉积构造和沉积物的变化，因此 看似简单的修平岩心，是不可忽略的重要步骤（图1）。修平使用的工具是刀刃锋利平整，极薄的优质钢刀，我们试验过多种刀具，最后采用了修鞋厂手工削

7、皮子用的刀。岩芯剖开后，在岩芯管上岩芯起始位置刻一个零点标志，以便成为今后观测岩芯的标志点。做好固定标尺。在丈量岩芯、描述素描岩芯和取样都要使用同一标尺，因此每剖开一管 岩芯都必须安放固定标尺，从一开始到这管岩芯封存，都要避免移动标尺。另外还需要准备多种带有各种颜色标记的牙签，以备取样时使用。图1修平的QC2孔岩芯表面，展现了沉积层的细微特征按规定格式记录岩芯描述的全过程和观察结果；记录全部样品 的位置、数量、分析目的和要求；记录样品的现场观察描述。我们在岩心的地质编录过程中自定了几种记录格式来规范自己的编录过程。曾经使用过以下两种编录表格（图 2、3）:岩芯描述卡片 钻孔岩芯描述卡片，是为了

8、记录最原始的岩芯地质资料而设计的。它 除了记录岩芯保存状况，地质描述和素描之外，只记录与观察岩芯直接相关的位置和涂片编 号等数据，不记录其它取样数据（图2）X X钻孔岩芯描述卡片标尺1020304050孔号岩芯管号AB管回次cm岩心描述：图2岩心描述卡片 为分层编号岩心地质综合编录表以下是钻孔岩芯地质综合编录表的格式（图3）。由主要钻探参数，地质描述记录和取样记录三部分组成。X X钻孔岩芯地质综合编录表孔号位置孔深开孔日期终孔日期地层单元孔深m分层深度m分层序号回次编号回次 深度m回 次 采 取 率分 层 采取 率岩 芯 管 编 号岩性柱状图岩 芯 扰 动 状 态讥积构造岩芯描述（此列宽度按实

9、际需要加宽）（接下表）（接上表）涂揭X取样记录透射样品古 地 磁 样 品14C测 年 样 品E S R测 年 样 品其 它 测 年 样 品讥 积 物 粒 度 分 析碎屑矿物黍自土矿物结核和砾石化 学 分 析 样 品微 体 古 生 物抱 粉 分 析 样 品软 体 动 物 化 石其它备注图3岩心地质综合编录表取样记录的格式：划一横线，横线上为样品编号横线下为取样位置。式样如下：样品编号取样位置(xx m- x x n)我们记录的样品位置是该样品在岩芯管中实际测到的位置，而不是换算后的深度。这样做避免了在取样过程中花时间做换算工作。多种样品在取样现场由不同的取样人员各自换算既耽误时间又容易出错，而在

10、以后统一换算可以减少错误。对于根据现场样品特征确定的某些样品分析的特殊要求或目的，应在备注栏予以注明， 例如作为浊积层或韵律层的一组粒度分析样品，氧化间断面、古土壤、淋溶层、淀积层等要 求做某些盐类分析的样品等等。以备在送样单上注明，并作为后期整理资料的依据。1.2 岩心编录、观察、描述和取样流程岩心编录、观察、描述和取样流程图处理岩心是最重要的地质观察和研究过程，是整个研究工作的基础。它包括剖样、地质 编录、取样及封存等几个大步骤。制定一个科学的工作流程，是组织好一个协调的团队的重1985年以来我们曾经采用过岩芯A岩芯 B磁化率与分配样品取X光透射抽真空、封存取 样要步骤，每个项目科学技术负

11、责人必须亲自完成这个步骤。现将 的岩心编录、观察、描述和取样流程略加修改（图 4）,介绍如下，以供参考:抽真空、封存图4岩芯编录、观察、描述和取样流程图（据杨子廖：浅海及平原区第四纪地质钻孔原始资料可靠性的评价海洋地质动态,1985年7期,3-6页修改。）在这个流程中，还应该制定出详细的操作规程，以保证岩心处理的质量。其中有些关键性的步骤，对提高整个钻孔原始资料的质量至关重要。这些步骤是（见 1 2 2）:对流程图关键步骤的解释摘出流程图中若干关键步骤进行适当的说明：修平 在（1 1 3）节中已经强调了修平岩芯的必要性和重要性。现在，提供几点我们如何处理曾经遇到过的问题供大家参考。i ）保持刀

12、刃的锋利和刀的正、背面清洁光滑，以免带起表面的泥；ii ）对于流塑状态的岩芯，应当自然风干至软塑状态时再予修平，iii ）遇到贝壳、砾石、结核等大颗粒物质时，必须避开，必要时先将表面大颗粒物取出，待岩芯修平后再置放于原位。iv ）修平岩芯应该沿层理方向修整，保持修整面清洁，禁止用粗毛刷清 扫表面，不可在表面“抹稀泥”。涂片及现场鉴定这是一种可以快速、简单、经济地获得很多地质信息的手段。只需要取微量样品（一小挖耳勺）制成涂片（在载玻片上用蒸储水化开，摊开，在酒精灯下烤干形成薄膜）。在偏光显微镜下鉴定。涂片鉴定可以获得如下信息：i ）颗粒与基质组分；ii ）颗粒组分的比例关系；iii ）颗粒结构参

13、数（可进一步区分不同矿物组分中的矿物结构参数，包括颗粒大小、颗粒形态、颗粒表面特征等）；iv）颗粒的矿物组分及其目估含量。不仅有常见矿物，还应确定常见重矿物；碳酸盐矿物中的自形晶体、碎屑状及泥晶状等；确定自生矿物及有指相意义矿物的种类；v）生物组分。涂片法可以在处理岩心过程中广泛应用，并可以及时将所获得成果反馈到岩芯描述的内容中去。涂片法获得的成果和数据，还可以用统计法和作图法加以归纳。涂片鉴定的记录格式，原来我们是每个样品一张卡片，记录比较自由，后来根据整理资料和统计要求，认为做个表格规范一下要求还是必要的。推荐一个参考表格如下（图5）：涂片鉴定的最后步骤是封片保存。将已鉴定的涂片加上盖玻片

14、，用加拿大树脂封片，用 玻璃刀刻上编号，保存在玻片盒中。X X钻孔岩芯涂片鉴定记录卡片钻孔编号深度涂片编号颗粒与基质组分的比例关系项目颗 粒结 构 参数矿物组分目估含量常见轻矿物颗粒：常见重矿物颗粒：颗碳酸盐矿物：粒自生矿物：与有指相意义矿物：基岩屑质生物组分组黏土矿物分基胶体铁氧化物质泥晶碳酸盐其它注项目中前5项应按矿物种类进一步划分。鉴定人：年 月日图5岩芯涂片鉴定记录卡片素描与描述 描述岩芯并进行素描是对岩芯进行宏观研究的最重要步骤，其质量好坏取 决于研究者的地质素养和观察能力。在描述中应正确地使用地质术语。由于素描是一个对岩芯细致观察的过程，建议先素描，后描述。如实地作岩芯素描并与 照

15、片对照。素描图首先要求真实可靠，并应反映出观察者对地质体的认识水平。在素描时， 容易出现两种倾向，一种是虽然真实，但缺乏对地质现象的明确认识；另一种倾向是只有对 地质现象的主观概念化认识，而缺乏真实的形象。两者都是不可取的（图6）。图6岩芯素描图举例QC2孔第40层岩芯素描图素描之后进行岩芯描述。描述过程是综合应用现代沉积学、海洋地质学、及第四纪地质学知识观察、认识地质体并进行科学判断的过程。任何一种忽视直接观察描述片面依赖实验 分析结果的做法都是错误的。描述沉积物岩芯的基本要求是用准确的地质语言记录岩石学的基本属性，根据其属性的不同，划分自然层。不同观察者对岩芯的描述常常是随意性较大，简繁不

16、一，为了规范描述内容，现在重申对沉积物描述的一般要求。对于每个“层 （bed）应描述的内容是：沉积物的颜色及其分布目前描述沉积物的颜色全凭个人感觉，差别很大；甚至同一人对同一标本在不同时间，可能描述为不同颜色。因此急待规范。20世纪60年代土壤研究所曾经制定了一套色标，采用不同颜色土壤粉末标定后装瓶作为对比色标，其优点是与天然 沉积物颜色一致，但携带使用都不方便，而且要不断更新。未能在地学界推广。我们曾经使 用过一套美国地质学会制定的色标，每个颜色都有代码，方便适应。许多国家都使用这个色标，也便于对比。建议我们也使用这个色标。20世纪50年代末丁国瑜曾经用反射光谱光度计研究华北第四纪沉积物的颜

17、色，获得了不同沉积物对不同波长的可见光光谱反射率、色调、亮度和饱和度等颜色参数。为数学处理沉积物的颜色变化进行了有益的尝试。这是一个在浅海沉积物研究中值得深入的方向。沉积物的灰度也是沉积物颜色的重要属性，在大洋中应用是很成功的，在浅海中还处于 试验阶段。注意并描述沉积物的颜色变化，在一个层中，沉积物的颜色可以是均一的，陆架区的沉 积物大多数颜色是不均一的，如斑杂色、条带状、渐变的等，它常常代表了沉积环境多变， 颜色的突变也常代表沉积环境的突变。沉积物岩性，定名及其变化建议采用Fork、Andrews和Lewis (1970)提出的碎屑沉积物分类方案，由于该分类毋需三组分的精确含量，只要泥/砂和

18、粉砂/黏土的比率即可定名，这最适合目测定名，应用十分方便。对于沉积物在纵横两个方向上的变化，在钻孔和柱 状岩芯中只能描述纵向上的变化。要十分重视对韵律层、互层和夹层的描述，和对于沉积物 粒序，细层的接触关系的描述。碎屑沉积物颗粒组分及其结构参数肉眼观察(借助于x 10的放大镜)可以大致确定碎屑颗粒的常见矿物组分，及其结构参数，包括颗粒形态、颗粒大小、分选性和颗粒表面特 征。至于杂基和胶结物的结构一般情况下肉眼观察比较难于确定。需要借助于涂片及松散沉 积物胶结片的显微镜下观察。沉积构造 包括层理构造、层面构造、变形构造。正确鉴别沉积构造对于认识沉积环 境和沉积相的划分，至关重要。将在第2节岩心描

19、述的基础知识中简述之。 化石、生物遗迹、有机组分及有机质脉化石指肉眼能见的大化石， 在可能情况下尽量鉴定出化石种类，必要时送交古生物人员鉴定。但在描述时要注意生物遗迹，包括生物潜 穴和植物根孔及根管。有机组分主要是泥炭、碳化植物碎屑、含碳质沉积物，以及生物潜穴 周壁的碳质薄膜等。有机质脉是切穿层理的碳质细脉，是沿细小裂隙含碳泥质沉积物挤入， 也可能也是生物活动的遗迹。含碳的泥质层呈压扁层理或脉状层理，属于沉积构造，与有机 质脉成因不同，不应混同。碳质沉积不仅具有指相意义，而且一定量的碳质沉积，是极佳的 14C测试材料。砾石、结核、泥砾 、碎屑岩脉这是概念完全不同的几种沉积体或沉积构造，独立的砾

20、石孤立地存在于细粒沉积物之中，尾部常伴有拖曳的痕迹。它见于潮间带或三角洲前缘 高能环境。结核是常见的化学成因的构造，它有同生结核、成岩结核和后生结核之分，但在海洋沉积物中它常成为砾石搬运，特别是多孔的钙质结核，容重较轻，更易于搬运。结核也 可构成滞留沉积的组成部分。因此要认真鉴别它的沉积状态是结核还是砾石。泥砾是泥裂的 进一步演变的产物，未固结的沉积物露出水面，在烈日暴晒下形成泥裂，泥裂进一步发展， 干裂片边缘翘起，呈片状剥离，再经水浸泡，棱角圆化，形成扁平砾石，其表面常见一圈氧 化晕，在原地或经过短距离搬运再沉积。常见于海滨、潟湖、湖沼滨岸，这是沉积物露出水面，并遭受短期侵蚀的标志（图 7）

21、。碎屑岩脉：饱和水的细砂和粉砂具有很大的活动性，在 差异压力作用下沿上覆沉积层的裂隙穿刺灌入，形成碎屑岩脉。一般规模为数厘米。它是一 种特殊的变形构造。它是下部层位的沉积物，在这个部位取样，不代表该层沉积物，应该避免。图7南黄海84站位抓泥斗样品中的砾石（A）和QC1孔一105.52m岩芯中泥砾沉积木造及砾石（B）。 间断面 间断面普遍存在于沉积层中，一套“连续”的沉积层中“连续”只是相对 的，而不连续（即间断）则是绝对的。在描述岩芯时需要特别关注的是指层序或体系域的缺 失；沉积环境改变造成无沉积及相序的中断；或上部强动力条件对下部沉积层的侵蚀切割。 这些间断面是区域性的，具有地层学或沉积环境

22、划分意义，常常是层序地层的层序边界、体 系域边界、或准层序边界；或者是沉积环境在垂向序列上的突变。钻孔中描述间断面举例：侵蚀切割，沉积相序不连续，氧化及锈染（图8）图8钻孔中的沉积间断面举例： A氧化及锈染，B侵蚀切割。9）。 层位错动钻孔中较难遇到沉积层的错动现象，但有时也能发现，它们产生于泥质层 中，大多数与断裂构造无关，可能是沉积物差异压实的产物（图图9岩芯中发现的沉积层中的层位错动揭片揭片又称漆膜揭片是 20世纪80年初代由荷兰传入的一种保存原状样品的有效方法，至今仍在荷兰使用。传入我国后在广州、上海、青岛的海洋地质单位曾广泛应用。并将硝酸纤维原漆改变成聚醋酸乙烯乳液（白乳胶），效果相

23、同，不仅降低了成本，而且避免了硝酸纤维原漆对人体的毒害和运输储存过程中的易燃易爆问题，只是制作完成之后需要一定时间（约24小时）使其彻底风干。做好的揭片，顺序保存在专门定做的木箱中（图10）。照相使用数码相机拍携做好标尺，不要图省白色无光油漆为底色,做好标准色标，色标作为颜色标准;固定拍摄距离，相机 固定光源，采用色温图10钻孔揭片及揭片箱岩芯，比之以往，方便很多。但是有些步骤仍然是不可忽略的：事而用钢卷尺。钢尺反光，而且刻度太细，建议自制木尺，用b使之与岩芯表面取平；采用红、黄、绿三原色，照相时置于岩芯侧，以便后期制作时垂直对准所拍岩芯段的中心点；接近日光的光源，固定亮度和照明距离，事先用测

24、光计测量所排范围内亮度是否均匀（不要在阳光下拍摄，一则日光多变，二则岩芯不宜暴晒）。 岩芯照片两端需各保留 1/4的重叠部分，以备接图。所有这些都可以设计在一个固定架上完成，保持光源和相机不动，岩心芯水平滑动。海洋地质研究所岩芯库购置了一台岩芯图片高分辨率采取仪，其功能就是进行岩芯扫描照相。其优点是采用线阵 CCD300dpi;图象数字录入；使用一个步进电机，使线阵采集图象数 据与岩芯滑动同步，。保证图象不会产生边缘变形。X光透射照相X光透射照相光透射照相是研究沉积构造的有效手段它能发现肉眼不易察觉的沉积构造。至今仍是沉积学研究的主要手段。建议恢复这项技术。传统的方法是用透明矩形塑料盒取样。取

25、样盒规格60m诉8mrh（ 200mm 口边为刀刃状，四角有排气小眼，便于压入岩芯。原来我们采用一种规格较小的取样盒，现在的规格是1995年在韩国处理岩芯时所采用，X光照片便于印刷成册，比较实用。将取样盒连续压入岩芯表面取样，加盖后用透明胶带封闭并用记号笔编号。箭头标明向上方向。贴好铅字后就可以进行X光透射照相了。 X光发射管的能量选择需通过试验确定。照相后样品可长期保存，也可以用于今后的微量取样。近年国外有采用比较先进的技术进行X光透射照相，即采用 X光断层扫描透射照相技术（CT技术），可以不取样直接将整管岩芯进行扫描照相。2岩心描述的基础知识沉积学基础关于描述岩芯的沉积学基础， 建议参考何

26、起祥研究员等编著的 中国海洋沉积地质学中国海洋地质丛书之二第一篇一总论。虽然在此书前言中作者自谦地写道：“本书的第一篇主要的对象是年轻的海洋沉积学家和攻读海洋沉积学的学生们。”我认为即使是工作本节内容多多年的沉积地质学者，在描述岩芯之前，重温本书的相关内容，也会大有裨益。摘自何起祥等的中国海洋沉积地质学（2006）并参考刘宝理何曾允孚的岩相古地理基础和工作方法（1985）在陆架浅海，我们更多接触到的是陆源碎屑沉积物，在前述 1.2.2 对流程图关键步骤的解释” 一节的“素描与描述”中对沉积物的颜色及其分布等8个问题做了初步阐述，现根据需要就碎屑沉积物的结构和构造两项内容撷其要者简述之：陆源碎屑

27、沉积物的结构沉积物的结构是非常重要的成因标志。描述陆源碎屑沉积物的结构，主要内容是：颗粒大小、颗粒形态、颗粒表面特征、杂基和胶结物的结构。颗粒大小 肉眼鉴定碎屑沉积物的颗粒大小和分布，依靠手感，并借助于1020倍的放大镜。熟练的地质人员可以成功地分辨出砂中的粗砂、中砂、细砂，砂质沉积物和泥及泥质沉积物，但凭肉眼鉴别出粉砂质或黏土质的可靠度甚低。只有黏土（按Folk）塑性极强，在潮湿状态时可搓成 1mm直径的细条，并饶手指一圈而不出现裂纹。现场的涂片鉴定可以弥补肉眼鉴定之不足。至于沉积物的粒度参数，有赖于粒度分析。建议在整理资料时应用概率累计曲线。并再次提醒大家小于46的颗粒大多属于悬浮组分，有

28、些甚至呈胶体状态搬运，它的运动学和动力学机制绝对不同于粗粉砂以上粒级的推移搬运机制；颗粒在水体中的沉降也远远滞后于粗于 46的颗粒。水愈深这个现象就愈明显。因此一个样品中粗、细组分常常是不同时期的。将粗于46的颗粒的分析解释方法简单地用于细颗粒的动力学分析是非常危险的。将粒度曲线中细颗粒的的峰值，与粗组分的峰质一并称为“双峰”或“多峰”也 是错误的。颗粒形态 通常观察描述碎屑颗粒形态是指颗粒的圆度、球度、和形状。肉眼观察描述时球度只在细砾以上级别的颗粒和片状矿物中描述。圆度应用Ressel和Taylor的碎屑颗粒标准圆度分级，分为 5级，即：棱角状、次棱角状、次圆状、圆状和极圆状5级，可以根据

29、颗粒角、棱、面的磨蚀程度肉眼判断颗粒的圆度（图 11）圆度分级圆度特征投影肉眼判断颗粒的圆度的标准角棱面棱角状颗粒无磨蚀，形态明显无磨蚀，形态明显无磨蚀，形态明显次棱角状颗粒开始磨蚀无磨蚀，形态明显无磨蚀，形态明显次圆状颗粒消失圆化开始磨蚀无磨蚀，形态明显圆状颗粒消失圆化消失圆化开始磨蚀极圆状颗粒消失圆化消失圆化消失圆化图11Ress el 和Tayl or的碎屑颗粒标准圆度分级颗粒的表面特征是指一些在肉眼或显微镜下，甚至扫描电子显微镜下才能看到的沉积 物颗粒表面微细结构。主要的观察对象是石英砂颗粒，石英颗粒在于透明无解理，硬度较大各向均一，不易产生矿物表面自身特征造成的形态干扰，又是碎屑沉积

30、颗粒的主要成分。其表面特征最能反映颗粒表面经历的动力状态，是20世纪60年代发展起来的研究沉积动力环境的新方法。石英砂颗粒表面形态主要包括颗粒的磨光度，显微刻痕或蚀痕，机械撞击的坑槽、断口，化学溶蚀、化学沉淀和再结晶。1968年，Krinsley 和Donahue总结了石英砂表面结构及其成因意义（图12）。虽然石英砂颗粒表面结构特征的扫描电子显微镜研究是一项专门的研究，但它仍然是由沉积学家来完成。因此在描述岩芯时，就要选择适当的采样层位。滨海风成冰川成岩高能带中低能热带沙漠海岸砂冰川冰水波型纹溶蚀（破波带）海滩1.方向不1.梯形、V1.蛇曲脊；1.蛇曲脊；1.各种贝壳状断冰JI 1发育程相对较

31、规则的V形坑，随着2.递变弧；2.递变弧。口； 2.极高的8的度不同平的无形坑，平均能量的增3.在化学突起（与滨岸和风圆化。的弯曲特征表深度M,密加，梯形坑和机械作成环境比较）；的分枝面。度2条被杂乱排用下，上述3.近乎平行的阶状细纹。/ 2./世,列的V形特征多被梯；4.弧形阶2.直线型坑取代；规则的坑梯；5. 各种长或弯曲的2.高能带状表面或度的擦痕；6.刻槽；与低能带“霜面”叠瓦状块状断口，3.块状或之间，存在所取代。貌似陡峭的拱脊；贝壳状断着连续的7.不规则的凹坑，口。过渡带。与贝壳状断口伴生；8.棱状面纹，由一系列平行棱组成,并具极细粒背景。图12石英砂颗粒表面结构特征及其成因意义（

32、 Krinsley和Donahue,参照何起祥等2006和刘宝培等，1985修改）在南黄海的QC2孔和若干柱状样中曾应用扫描电子显微镜进行石英砂的表面特征研（图 13、14、15）,并取得对沉积环境解释的有效成果。图13南黄海QC2孔若干石英砂颗粒表面结构的扫描电镜图像（之一）A、B、C D、E、F、G 一组潮流砂的石英颗粒扫描电镜相片：A QC2-11 ,次圆状，具阶梯状解理，有撞击坑，凹处有次生硅沉淀。B QC2-14,次圆状，具贝壳状断口，较老的凹面密布溶蚀网纹，撞击面上有 V形坑、贝壳状断口、阶梯状断痕，可见颗粒脊溶蚀圆化，表面有零星硅质沉淀。C QC2-15,图QC2-14局部放大，

33、可见颗粒脊溶蚀圆化。D QC2-16 ,次圆状，具阶梯状断口，有大量V形撞击坑和少量刻痕，粒脊、边角溶蚀圆化。 E QC2-37,极圆状，表面具 V形撞击坑和少量刻痕，具阶梯状断口，粒脊、边角和刻痕均溶蚀圆化，有小的溶蚀坑。F QC2-39次棱角状，具阶梯状断口和贝壳状断口，左下角有一明显的撞击坑，及放射状粒脊，粒脊和边角均已溶蚀圆化。右侧较老的表面具网状溶蚀纹。图14南黄海QC2孔若干石英砂颗粒表面结构的扫描电镜图像（之二）G接前图潮流砂的石英颗粒扫描电镜相片。G QC2-43 ,次圆状，具阶梯状断口， V形撞击坑和圆形撞击坑。粒脊和边角均已溶蚀圆化，表面附着次生石英晶体。H QC2-73,

34、次棱角状，方形，具鳞剥现象,H I、J、K L 一组潮间带石英砂颗粒的扫描电镜相片:表面布满瘤状溶蚀网纹和溶蚀坑I QC2-75,碟形坑局部，碟形坑内外叠加了大量小型 V形和圆形撞击坑,颗粒粒脊和边角溶蚀圆化，左下侧具溶蚀圆化的阶梯状断口。J QC2-81 ,碟形坑局部，碟形坑内外叠加了大量小型V形和圆形撞击坑，颗粒粒脊和边角溶蚀圆化，左下侧具溶蚀圆化的阶梯状断口。K QC2-88,次圆状，具阶梯状断口和贝壳状断口，平坦表面及边缘上发育V形撞击坑。粒脊轻微圆化，有少量次生硅质结晶。L QC2-90极圆状，磨圆度高，表面具有大量V形和圆形撞击坑。图15南黄海QC2孔若干石英砂颗粒表面结构的扫描电

35、镜图像（之三）N, O, P, Q, R, S 一组河流相石英砂的扫描电镜相片；T三角洲前缘沉积：M QC2-47次圆状，表面布满溶蚀坑、溶蚀槽、溶痕和溶蚀网纹（河漫滩风化石英砂颗粒）。O, P河床相石英砂颗粒：N QC2-67次棱角状，具碟形和 V形撞击坑、贝壳状断口和阶梯状断口，粒脊轻微圆化，表面附着少量次生硅质结晶，底面残留圆滑的颗粒表面。O QC2-96次棱角状，具碟形坑和清晰的贝壳状断口和阶梯状断口，颗粒边角磨圆，粒脊清晰，稍圆化，极少附着次生硅。P QC2-97图QC2-96的局部放大。Q, R, S感潮段河流河床相沉积石英砂颗粒：Q QC2-98次棱角状，立方体形，表面布满溶蚀沟

36、，瘤状溶蚀网纹，具明显的鳞剥现象。R QC2-119次圆状，具V形撞击坑和碟形坑，表面溶蚀强烈，布满溶蚀网纹，粒脊和边角均圆化，具鳞剥现象，有次生石英结晶附着。S QC2-120图119的局部放大。T三角洲前缘沉积的石英砂颗粒：T QC2-112次圆状，具碟形坑和少量 V形坑，表面溶蚀强烈，布满蜂窝状及瘤状溶蚀网纹、溶蚀坑，具鳞剥现象，粒脊和边角均圆化，有次生硅结晶。杂基和胶结物的结构沉积物的杂基（又称基质）是指颗粒组分在粒度分布上不连续的细粒组分，在砂屑沉积中是指小于5细粉砂一黏土的悬浮组分。杂基在沉积物中起着支撑主碎屑颗粒的作用。杂基分为原生的和次生两种，前者与主颗粒同时沉积形成，是沉积动

37、力 环境的重要标志，代表沉积物形成时介质的浑浊度，亦反映沉积介质的物理化学条件。后者 是沉积后形成的杂基，有孔隙水沉淀形成的和外来物质加入形成的，还有沉积物压实固结过程中泥化形成的假杂基，都是次生杂基。当利用杂基进行沉积粒度分析时，应区别杂基性质，排除次生杂基。胶结物是指化学或胶体沉淀的产物，它也有原生和次生之分。前者产生于同生阶段，后者产生于成岩后生阶段。支撑类型分为杂基支撑和颗粒支撑两大类，杂基支撑的基质含量一般大于15%颗粒孤立分散在杂基中，杂基是原生的，说明沉积介质浑浊度很高。颗粒支撑是指沉积颗粒紧密接触，基质仅存于孔隙中，大部分是成岩或后生阶段形成的次生胶结物。胶结物结构需通过显微镜

38、观察确定。海洋陆源碎屑沉积物的构造沉积构造是重要的沉积成因标志。分为层理构造、层面构造和变形构造三类。描述层理构造的术语： 层理是层的内部构造。它通过沉积物的成分、结构、和颜色的突变或渐变显示沉积层的内部特征。组成层理的最基本单元是细层，是某种水流流动形式在稳定条件下形成的最小沉积单元，其厚度由不足1mm到数厘米。层系是由多个结构、成分、厚度和形态相近的细层组成，其上下都有层面限制。当同一水流形式在一段时间内保持稳定，若干个相似的层系叠置称为 层系组（图16）。图16层理的组成单元和相关术语（引自何起祥等，2006）A.细层）B-层系）C-层系组层理构造 层理构造包括如下基本类型：水平层理、平

39、行层理、波状层理、压扁层理、 交错层理、丘状层理、递变层理、块状层理。水平层理 指细层呈直线状相互平行且与层面一致，由细粒沉积物组成。常常是不同颜色的泥质细层互层，亦可由矿物成分不同的细层或粒度不同的细层组成，有时则是片状矿 物水平排列引起的。水平层理是细粒沉积物是在静水环境中垂向加积作用所致，它不与粗粒 碎屑沉积物的交错层理共生。常发现于潟湖、海湾中，在浅海中出现在风暴浪基面以下（图 17）。图17南黄海钻孔岩芯泥质沉积中的水平层理A, QC2孔孔深-47.93m的浅海相泥质沉积物中的水平层理；B , QC2孔孔深-64.76m滨岸盐沼相下部锈黄色粉砂质黏土和黏土层沉积中的水平层理，处于氧化

40、环境；C , QC2孔孔深-64.50m滨岸盐沼相上部灰色粉砂质黏土和黏土层沉积中的水平层理及根孔，处于 还原环境。平行层理与水平层理形态相似，但是由粗粒的碎屑沉积物组成。常与大型交错层理共生。平行层理是高速水流的产物，属于上部流态范畴。绝不可与水平层理混同（见图24）。波状层理（浪成沙纹）细层呈相互平行的波状，层系界面也呈与细层平行的或交切的波状。它形成于浪基面以上浅海震荡环境，是牵引流的产物，称浪成波状层理（浪成沙纹）。但高速单向水流亦能形成不对称的波状层理，它属于上部流态的同向波（ wave in phase ）, 是浅海高能环境的标志。从沉积序列和共生沉积构造，可以区别浪成波状层理和同

41、向波波状层理。压扁层理（fasher bedding ）（图18、19）压扁层理（脉状层理）属于潮汐层理，是砂、泥质沉积层中常见的层理类型。层系界面呈波状起伏，在砂质沉积物形成的沙波的波 谷内有压扁的泥质沉积物透镜体。向上泥质增多，变成以泥质为主的沉积细层夹互不连接的 砂质沉积透镜体，则称为透镜状层理。它们的过渡类型是砂质透镜体连接成波状起伏的细层O但它以含泥质细层为特征与波状起伏的泥质细层相间，形成波状层理（也称潮汐波状层理） 而不同于浪成波状层理和同向波波状层理。压扁层理-潮汐波状层理-透镜状层理均以泥、砂间歇性出现说明水流强度发生了间歇性变化。因此，此类层理是潮汐环境、潮汐三角洲环 境和

42、潮间带沙坪环境的指相标志。（a）压扁层理（b）潮汐波状层理（c）透镜状层理图18压扁层理（a）,潮汐波状层理（b）,透镜状层理（c）示意图（Reineck ,转引自刘宝培等，1985）图19南黄海钻孔岩芯中的几种潮汐层理梁瑞仁（1981）提出识别潮坪沉积的标志性构造：双黏土层（ double mud drapes ）和束 状体（bundles ）（图20）。涨潮落潮形成砂质沉积物，憩潮形成泥质沉积物，一个潮周期的两 个憩潮期形成两个泥质层称为双黏土层；一对黏土层之间的细砂称为束状体。小潮期间形成 的束状体较薄，粒度分选差，大潮期间形成的束状体较厚，粒度分选好。双黏土层的泥质沉 积物保存情况很不

43、一致，有的底部黏土层被侵蚀，有的黏土层未被完全侵蚀而残留下泥条， 有的上部黏土层被侵蚀。图20双黏土层与束状体（梁瑞仁，转引自刘宝培等，1985）上图：双黏土层与束状体，A,B,C,D是双黏土层与束状体的多种形态；下图：双黏土层与束状体形成机制。倾斜面代表加积的前积层崩落面；A,B,C,D示双黏土层与束状体形成过程。交错层理（斜层理）交错层理形成于流动介质中，由一系列与层系界面斜交的的细层组成。层系互相重叠、交错、切割。由于其形态复杂多变，分类简繁杂存，名词冗繁。1953年Mckee和Weir的分类比较经典，他们将交错层理分为简单交错层理、板状交错层理和槽状交错层理三类:简单交错层理代表水流强

44、度相对较弱的沉积环境。规模不大（v30cm）,层系界面一般不是侵蚀面，界面下凹，层系轴前倾，层系呈较对称的透镜状，层系倾角较大（20。）。板状交错层理由平直脊线的沙波沿底床移动，前积加积形成。规模中等，一般为30 cm-6m, 1m形成小型板状交错层理，波高 2m,水深5m形成大型扳状交错层理。层系底界面是平直的板状侵蚀面，层系呈扳状，细层平直（图 21, 22）。图21由平直脊线的沙波沿底床移动形成的大型板状交错层理（Harms转引自刘宝培等，1985）图22 QC2孔中河床相粗砂沉积的板状交错层理槽状交错层理由弯曲脊线的沙城沿底床移动，前积加积形成。规模最大（6 m）。层系底界面是下凹形侵

45、蚀面，横切面上层系呈舟状，细层为平行于界面的下凹槽状；纵切面上层系呈楔状，层系倾角V 20。，细层单向倾斜（图 23、24）。图23由弯曲脊线的沙城沿底床移动形成的大型槽状交错层理（Harms转引自刘宝培等，1985）图24南黄海钻孔岩芯中槽状交错层理和平行层理丘状层理（humocky cross stratification ）是一种大型的低角度波状层理。一般高1050cm,宽1 5s层系底面为低角度侵t面，倾角不超过 15 （一般v 10 ）,（图25 ）。如果层系底面覆盖在泥质沉积层上，则常有底面印模。细层与层系底界面近乎平行，倾角小而变化大，中部为发散一收敛状。在含云母和碳质碎片的粗砂

46、层中，间或见到泥质及生物碎屑。Harms等认为这种丘状构造是由一种具有强烈振荡分量的高能流形成的。其轨道速度应在0. 5 m/s 以上。是近滨带和浪基面以下风暴（风暴浪、风暴潮）沉积作用的重要标志。图25（Harms等，转引自何起祥等，2006）递变层理（粒序层理）由下而上粒度由粗变细（由下而上粒度由细变粗则称为“反递变层理”或“反粒序层理”）。单层厚10cm或2050cm,甚至可达1s无其它内部构造, 层面上常见底面印模。单层在剖面上重复出现，可形成巨厚的韵律层。递变层理有两种基本类型：一种呈颗粒支撑，所有颗粒都显示出从下而上的逐渐变细的粒度递变，不含或只含少量的细粒杂基分选系数自下而上基本

47、稳定，属清水沉积，每个递变 单层都代表一次水流强度减弱过程；另一种仅碎屑组分显示粒度递变，全层上下均含未分异 的细粒基质，一般为杂基支撑，是浑浊水流沉积的产物（图 26）。AB图26递变层理的两种类型A.不含细粒杂基的递变层理；B .普遍含细粒杂基的递变层理递变层理的主体属浊积成因的，已勿容质疑。然而浅海地区浊积层远不如深海发育，不可能造就深海扇那样巨厚的浊积层。但是在一些浅水地区还可以见到一些其它非浊流成因形成具递变层理的沉积层。如潮间带水流的往复运动，阵发性裂流（常与风暴相关），飓风（台风）和生物扰动作用等，都能造成粒度递变（参见图6）。颗粒流则能造成反递变层理（反粒序层理）。 块状层理

48、肉眼看不见任何内部构造的致密沉积物具块状层理。层理构造是沉积作用的基本属性之一。原则上除泥石流、冰川、滑塌、浊积黏土等特殊沉积之外，都应该具有层理构造。但是，生物扰动作用，尤其是海底食泥动物的扰动作用，会使沉积物内部构造丧失殆尽而形成块状层理。因此，块状层理具有特殊的指相意义。许多沉积物肉眼观察不到层理 构造，但是在 X光下可以见到层理构造或在自然干裂的情况下出现层理，都不应列为块状层 理。层面构造 常见的层面构造有：波痕、泥裂、雨痕、雹痕、晶痕、冲迹、流痕和层面印 模。岩芯中所能观察到的层面构造是它的任意方向的纵切面。不大可能剥离出层面进行观察。在纵切面上观察波痕，其波高比较准确，波长则是拉

49、长了的，所以波形只是近似的。可 以定性地判断波痕的成因。流水波痕常常是不对称的，粗颗粒和重组分集中在波谷。浪成波 痕对称或基本对称，波峰尖锐，波谷圆滑。风成波痕不对称，波峰和波谷均较圆滑，粗颗粒 和重组分集中在波峰。泥裂在纵切面上呈 V形或U形。宽度数毫米至数厘米。大多数只切穿表层。裂缝中被上 覆沉积物充填。表层泥质沉积物干涸，干裂片边缘翘起剥离，经搬运磨圆，形成扁平泥砾， 沉积于上覆沉积层底部。这是沉积物露出水面并遭受短期侵蚀的标志。雨痕、雹痕、形成于雨量较少的干旱地区，也只有干旱地区才能保存。晶痕主要是松散沉积物中的盐类（石盐、石膏）析出结晶后晶体又溶解，留下充填于结 晶空洞中的泥质假晶。

50、这也代表留下假晶的沉积层曾处于干旱或高盐的环境。冲迹和流痕都是水流冲刷作用在沉积层表面留下的印迹。冲刷面是最常见的一种冲迹， 是沉积基准面低于沉积表面，由沉积区转变为侵蚀区的一种标志。冲刷面大多凹凸不平，切 入下伏地层，上覆沉积层底部常含下伏地层的砾石或泥砾。雨痕、雹痕、冲迹和流痕，在上覆沉积层的底面上留下印模，称为底面印模。变形构造 当沉积物处于塑性状态时，受外力作用而形成的非正常沉积构造。它们局限 在一定层位内，上下均为正常沉积层所限定，并局限于一定的分布范围。引起沉积物同生和 非同生变形的主要作用有重力作用引起的水下滑坡，上覆沉积物不均匀负荷引起的物质流动,介质运动对沉积物的摩擦拖曳作用

51、等。常见的变形构造有负荷印模、球-枕构造、变形层理 与包卷层理，滑坡构造和碎屑岩脉等。负荷印模 最常见的底面印痕，形成于泥砂互层的砂质沉积底面。上覆砂质沉积物的负 荷差促使饱和水的下伏泥质沉积物（粉砂）排水流动变形，变形腾出的空间被上覆砂质沉积 物取代，形成椭圆、半圆、倒水滴状的瘤状突起。下伏液化的泥质物呈舌状或火焰状穿入砂 质层中，称为泥舌或火焰状构造。负荷印模可见于浅海、潮坪、河流等泥砂互层的沉积环境。然而在岩芯中辨别却有困难。钻探工艺不当，压力过大，或振动活塞取样都会形成与火焰状 构造形态相似的岩芯扰动。不过这种“泥舌或火焰状构造”必然是从岩芯的中心穿刺。而沉 积构造的钻遇部位则是随机的

52、。球-枕构造 常见于覆盖于泥质层上的砂层底部，由于震动，砂层断裂成数厘米至数米 的球状或枕桩块体。陷入泥层形成球-枕构造。球-枕构造可见于浅海和浊积环境。变形层理和包卷层理水下滑坡等地质事件使原生沉积的层理发生揉皱、变形，形成变形层理。包卷层理是变形层理之一，其层厚稳定上下层面平整，变形形成的层理内部褶皱连 续，峰尖谷圆，单向同斜倾卧。包卷层理的成因说法很多，有的认为是底流的侧向应力的拖 曳作用形成的；有的认为是沉积层液化层间流动形成的。还有人认为包卷层理是差异负荷引 起的变形构造。需结合具体地质条件综合分析做出判断。包卷层理常见于浊积层中，在潮坪、 边滩沉积中也可见及（图 27）。图27 Q

53、C5孔岩芯中湖沼相沉积的小型变形构造，枕状砂和包卷层理。水下滑坡构造水下斜坡在很低的角度下就有可能产生滑动，滑动面往往是容易液化变形的沉积层，其上下界面平整，变形层经强烈揉皱，形成平卧褶皱、剪切错动面和角砾化现 象。水下滑坡易发生于三角洲前缘细砂-粉砂层，大陆坡的深切峡谷、海底扇的浊积层中。碎屑岩脉是一种沿地层压力薄弱地方的穿刺现象（图28）,值得注意的是要防止钻探施工不当岩芯扰动造成误判。图28碎屑岩脉，沿沉积层错断的裂隙，底部砂质沉积物穿刺贯入2.2层序地层学基础一个综合性的海洋地质调查或研究项目，浅地层剖面测量总应该安排在钻探之前进行。因此在观察描述岩芯之前，就应该通过浅剖解释建立了研究

54、区域的层序地层基本概念。这一点很重要，通过浅剖建立的层序地层概念是宏观的，全面的；而通过钻孔了解层序地层，虽然只是一个局部，但却是直观的，详细的。两者相辅相成，互为补充，相互验证。因此，描 述岩芯之前，最好先熟悉浅剖解释情况，了解层序地层的各个重要界面，详细了解钻孔经过 剖面的解释结果。关于陆架及其边缘地区层序地层学的理论和方法问题，我在2004年有一个为研究生讲课的提纲，2007年修改之后提供给我所与我共同解释浅剖的年轻学者做参考。这个提纲取名近海沉积作用对全球变化的响应一一现代近海沉积学研究的理论、方法与实践。相关的基础知识在我主编的海洋地质学 (2004)有个概述，有兴趣的同志可以翻阅。

55、简言之，陆架区第四纪沉积层的层序划分就是找出三个重要界面和若干代表海平面波动的次级界面。层序划分中最重要的三个界面是底部海进侵蚀面，最大海泛面和顶部海进侵蚀面。底部海进侵蚀面是层序底界面，自然就是前一个层序的顶界面；最大海泛面是从海进过程转化为海退过程的转换面，是海进体系域与高位体系域的分界；顶部海进侵蚀面是层序顶界面，自然也是后一个层序的底界面。陆架区的层序地层框架包括三个界面和两个体系域。即下海进侵蚀面，海进体系域，最大海泛面，高位体系域，上海进侵蚀面。陆架坡折线以上，不存在低位体系域。这个框架， 在沉积特征上有明显的反映。进一步更高等级的划分有赖于准层序和准层序组的研究。海进侵蚀面(tr

56、ansgrassive surface, TS )是一个切割下部层序的区域侵蚀界面，它是一个侵蚀间断不整合面或无沉积不整合间断 面。是陆架波折线以上海进体系域上超(超复)在海进侵蚀面之上。这个界面就是下层序界 面，也是前一个层序的顶界面。海进体系域(transgrassive system tract, TST )是层序地层的中间体系域，是海平面上升，向最大值增加阶段的产物。随着海平面快速 上升，盆地可容空间增加率大大超过了沉积速率，海水沿斜坡面及沟谷上超并淹没陆架，沉积物沉积在经海进侵蚀改造了的老的陆架表面上；以一个或多个阶状后退和退积准层序组为 特征。在陆架坡折线向陆方向海进体系域的准层序

57、上超在层序界面（海进侵蚀面）上。海进体系域的顶面是下超面，下超面也是海泛面，上覆高位体系域。海进体系域包括以下水深不断加大的沉积体系及沉积相： 海侵边界层（marine transgrassive bandy bed） 。 海侵边界层是覆盖在前一个层序或侵蚀面上的薄层粗碎屑沉积物，是海侵体系域的最底部层位，其厚度从数厘米到数十厘米。包括滞留沉积、海侵初期的海侵砂和侵蚀面上遭受海洋动力改造的沉积物混合的碎屑沉积物，也有部分是砂质沉积物；滨岸带的生物壳体及生物壳体碎片和正常浅海生物化石混杂存在，甚至混入少量陆地生物化石（图29）。A.B.玷孔水鼻板1潮间带粉砂质粘土58.7贝壳粗砂夹粉砂质砂59.

58、4质粘土层60.460.6风化基岩中、细砂含贝壳碎片 夹脉状及透镜状粉砂滞留沉积粗砂一 砾石、角砾钻孔水深49,05孔深(in)17.57湖坪沉积 施粘上钿砂火椅 质粘匕旭 部火脉状 炭图29南黄海两个钻孔中的海进边界层举例A-YSDP102孔；B-QC2 孔下部滨岸沉积。指位于海侵层下部的滨岸带沉积体系。当海平面均匀急速上升时，下部滨岸沉积很薄，常常被改造成海侵边界层，或保留极薄层的贝壳砂。只有当海平面上升相对停滞阶段才形成较完整的滨岸沉积体系。包括障壁体系，以具交错层理的贝壳砂和砂细层组成的沙堤、海滩、沙丘复合体（贝壳堤） ；潟湖体系，包括潮汐盐沼、海湾潟湖和牡蛎滩（礁）沉积；潮汐通道及涨

59、潮、落潮三角洲沉积（图 30）。诚然贝壳堤和牡蛎礁是鉴别这类沉积的常用标志，然而还是应该对沉积特征进行全面的描述分析，以求对沉积环境做出可靠的 判断，一味依靠上述标志而忽视沉积分析是不可取的。图30障壁岛和涨落潮三角洲序列（Boothroyd ,转引自何起祥等，2006） 潮汐沉积体系。包括潮坪沉积和潮道充填沉积。典型的潮坪沉积可分为高潮坪中潮坪和低潮坪三带（Klein ）。然而在快速海侵进程中海进侵蚀作用可能将早期的潮坪沉积侵蚀殆尽，或仅残留部分薄层的沉积层，因此海进体系域 的潮坪沉积层经常是不完整的。有限的局部的潮坪沉积层还被多个侵蚀面分隔。海进潮汐沉积体系中有一种值得重视的类型，是沿陆架

60、谷充填的潮汐沉积物，称为“潮流充填谷沉积”。在冰期时期海平回急剧下降，在陆架斜坡上形成大型深切侵蚀谷系。海进开始，海水最先浸谩河口低地，即所谓的潮汐河口。也是海进初期的潮汐通道。深切谷底非常有限的沉积物（深切谷搬运的碎屑沉积物主要沉积在陆架边缘盆地的陆坡和盆底）开始接受潮汐作用的改造。随着海平面上升，海水不断向陆入侵。强劲的潮流沿通道上溯，原来的沉 积物包括原来的河口沉积物几乎侵蚀殆尽。河道遭受的潮汐作用改造不断向内陆延伸，并成为潮汐沉积物的捕集器（图31）图31进积型潮控河口的纵向沉积序列（ Dalrymple ,转引自何起祥等，2006）M泥；FS 细砂；MS 中砂；CS粗砂；G 砾。 平