《现代沉积学进展》全册配套完整教学课件

《现代沉积学进展》全册配套完整教学课件现代沉积学进展——概述

沉积学发展简史50年代以前，沉积岩石学阶段50－70年代，沉积学阶段80年代以来，沉积地质学阶段沉积岩石学阶段积累资料的阶段，此间在沉积岩的岩类学和岩理学方面已有了全面的研究和系统的论述。岩类学：Pettijohn(1949)的《沉积岩石学》巨著首次出版。岩理学：TwenhofelW.H.1935年的《沉积作用原理》著作出版;30年代初《沉积岩石学杂志》(Journalofsedimentarypetrology)的创刊。此间的历史大地构造观是以槽、台理论为指导的。沉积学阶段

沉积学的形成：Kuenen和Miglioroni（1950）“浊流是递变层理的成因”的划时代论文揭开了后来被誉为沉积学的第一次革命—浊流革命的序幕，它打破了传统的单纯机械分异理论对沉积作用的支配观点，此后在重力流研究领域发生了突破性进展。A.H.Bouma(1962)在Kuenen的指导下，研究并提出了Bouma序列。70年代R.G.Walker和E.Mutti、Piper等在浊积岩和海底扇研究方面作出了巨大贡献。沉积学阶段沉积学的若干革命1966年的等深积岩革命.Hezen等(1966)1975年的风暴岩革命.G.Kelling和PR.Mullin(1975)和T.Aigner(1979)1978年的泥质浊积岩革命.Hesse(1975);Stanley&Kelling(1978)碳酸盐岩研究进展、沉积相模式活动论全球构造引发的地学革命及其对沉积学的影响沉积地质学阶段新的学科点和学科前沿的形成板块沉积学（宏观沉积学）沉积盆地分析。PotterandPittijohn(1963,1967)、Miall(1984,1990)、李思田等（1983，1988，1989等）。古海洋学和大洋沉积学。DSDP（1968－1983）、ODP（1985－2002）、IODP(2003-至今）新灾变论，事件沉积学和事件地层学地震地层学和层序地层学旋回地层学造山带沉积地质学—非史密斯地层学、沉积学、古地理和古海洋学、非威尔逊旋回的思想动力沉积学50年代以来沉积学领域全面进步现代沉积和沉积相模式碳酸盐岩成因板块沉积学（宏观沉积学）沉积盆地分析古海洋学和大洋沉积学事件沉积学和事件地层学地震地层学和层序地层学旋回地层学造山带沉积地质学动力沉积学现代沉积和沉积相模式现代沉积学研究是建立沉积相模式的基础沉积相模式的概念70年代末期相模式全部建立80年代碳酸盐岩等相模式的补充完善（Read,1985,Turck,1985）碳酸盐岩成因Folk(1959),Ham(1962)碳酸盐成因分类。碳酸盐沉积环境(浅水,深水,暖水,冷水)Wilson(1975),Flugel(1982)的碳酸盐微相。Pray(1965),Chilingar(1967),Bathurst(1971)Blatt(1972)的碳酸盐成岩作用。Shaw(1964),Iwin(1965),Laporte(1967,1969),Yang(1972),Wilson(1975),Read(1985),Turck(1985)的相模式。板块沉积学(宏观沉积学)板块沉积学的主要分支：沉积建造和历史大地构造沉积作用和大地构造沉积盆地与沉积大地构造沉积盆地分析《盆地与古流分析》(Potter&Pittijohn,1963,1967),《沉积盆地分析原理》(Miall,1984,1990)、李思田等(1983,1988,1989).沉积盆地分析的指导思想：整体分析、综合分析、背景分析、演化分析沉积盆地分析的主要内容：构造格局、地层格架、沉积构型、充填序列、热演化史、盆地动力学等古海洋学和大洋沉积学DSDP（1968-1983）和ODP（1985-2002）、IODP(2003-至今）对大洋沉积学的贡献。大洋深部温、盐环流的发现。等深流和等深积岩。上升流。泥质浊积岩。OCD和CCD界面陆地上的古海洋学盐度-密度环流大西洋温度-密度环流事件沉积学和事件地层学陆地上的重力流沉积－泥石流。水下重力流－碎屑流、浊流、颗粒流、液化流。地震沉积与海啸沉积－震积岩、海啸岩。风暴沉积－风暴岩。火山事件。外星撞击事件－星际物质沉积层。缺氧事件－缺氧沉积。冰川事件－冰川沉积。地震地层学和层序地层学高分辨地震地层技术和全球海平面变化思想的结合－层序地层学的兴起Ⅰ型层序界面和Ⅱ型层序界面，Ⅰ型层序和Ⅱ型层序及其内部组成中国显生宙层序地层研究的主要成就层序地层的应用华南泥盆纪层序地层云南中元古代层序地层旋回地层学地球圈层耦合、地球天文周期与地内沉积韵律的成因联系－旋回地层学的兴起米兰科维奇旋回—偏心率（地球公转的赤道半径与极半径之差与赤道半径之比）周期：0.1Ma；斜度（黄、赤道交角）周期：0.04Ma;岁差（回归年短于恒星年的现象）周期：0.02Ma造山带沉积地质学和动力沉积学非史密斯地层学造山带沉积学造山带古地理和古海洋学造山带层序地层学非威尔逊旋回的思想非威尔逊旋回多岛洋—西太平洋型、大西洋型、地中海型软碰撞—碰撞不造山、造山不成熟多旋回—多期次“开、合”斜向碰撞和不规则边缘碰撞实例—华夏陆块群和古特提斯洋巨域和全球古地理古大陆再造古大陆再造的主要依据：

1、古地磁（古磁极和古纬度，极移曲线）

2、沉积古地理

3、古生态和生物古地理

4、古气候

5、其他地质依据（造山带和沉积盆地的关系等）巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造巨域和全球古地理古大陆再造地中海型多岛洋加勒比海型多岛洋西太平洋型多岛洋西太平洋型多岛洋中国地质大学地球科学学院杜远生第二章

沉积学的概念和相标志主要内容2.1概念与定律2.2生物标志2.3物理标志2.4岩石矿物、地球化学标志2.4相标志组合与相模式沉积环境沉积相相变和相分析瓦尔特相律均变论与现实类比2.1概念与定律沉积环境(sedimentaryenvironment)—

一个具有独特的物理、化学和生物特征的自然地理单元(沉积)相(facies)——反映沉积环境的岩石特征和生物特征的综合。即沉积环境的物质表现。岩相(lithofacies,petrofacies)——反映沉积环境和沉积作用的岩石特征生物相(biofacies)——反映沉积环境和沉积作用的生物特征

沉积相这个概念最早由丹麦学者N.Steno(1669)提出，用来表示地层的形成时期或阶段。最早赋予相沉积学含义的是瑞士学者A.Gressly(1838),用来表示瑞士西北部侏罗纪地层在岩性和古生物方面存在的巨大差异。目前对相的理解和使用有多种，如交错层砂岩相、笔石页岩相，浊积岩相，河流相，复理石相等。

岩相描述性的生物相沉积相环境相解释性的作用相大地构造相环境相——反映沉积环境的岩石特征和生物特征的综合。即沉积环境的物质表现.作用相——反映沉积作用的岩石特征和生物特征的综合。即沉积作用的物质表现.大地构造相——反映大地构造环境和性质的岩石特征和生物特征的综合。但三者的时空尺度不同CarbonatefaciesShalefaciesSandstonefaciesShale&coalfacies——地层的岩石特征和生物特征及其所反映的沉积环境和沉积作用在空间上的变化。相变相分析:综合地层的岩石特征和生物特征，推断其成因（沉积环境和沉积作用）AndHOW?HOW?生物物理化学综合地层的岩石特征和生物特征，推断其成因（沉积环境和沉积作用）相分析途径沉积环境沉积相相变和相分析瓦尔特相律均变论与现实类比2.1概念与定律亦称相对比原理(JWalther，1894)只有那些目前可以观察到是相互毗邻的相和相区，才能原生地重叠在一起;即在垂向上整合叠置的相是在侧向上相邻的沉积环境中形成的。瓦尔特相（定）律lawofcorrelationoffacies

(JohannesWalther(German)，1894)Onlythosefaciesandfacies-areascanbesuperimposedprimarilywhichcanbeobservedbesideeachotheratthepresenttime(translatedbyMiddleton,1973);inotherwords,

faciesoccurringinaconformableverticalsequenceofstratawereformedinlaterallyadjacentenvironments.

Walther’slaw(rule)FigureSketchshowingWalther’slaw●Stratigraphicalcomformities●Gradualtransgression海进深海相陆相●Stratigraphicalcomformities

2.1概念与定律沉积环境沉积相相变和相分析瓦尔特相律均变论与现实类比均变论（Uniformitarianism）:现在或地史中，地质营力、过程和产物之间的相互关系在原则上和质的方面都是不变的（JHutton，1795，TheoryoftheEarth）

现实主义原理（Actualism）或“将今论古”——现代可见的地质作用和产物，完全可用以说明和研究地质时期的地质作用及其物质纪录（CLyell，1830，PrinciplesofGeology）均变论Uniformitarianism“Thepasthistoryofourglobemustbeexplainedbywhatcanbeseentobehappeningnow”(JamesHutton)ItwasnamedUniformitarianismbyCharlesLyellUniformitarianism类比分析将今论古将古论古以古示今第2章相标志与相模式2.1概念与定律2.2生物标志2.3物理标志2.4岩石矿物、地球化学标志2.5相标志组合与相模式1.岩性标志颜色：原生色与次生色层厚：块-厚(100~50cm)-中-薄(10~1cm)-纹层成分：陆源，内源，火山源和混源结构：粒度，分选，圆度，球度，形貌，杂基含量沉积物颜色原生色：继承色：取决于碎屑物质的颜色，如纯石英砂岩——白色；长石砂岩——肉红色。自生色：取决于原生矿物或成岩矿物或色素，如海绿石砂岩。原生色往往侧向稳定次生色：在后生作用或风化作用中形成，如当Fe2+被风化为Fe3+时，岩石成红色。常呈斑点状分布，或沿裂隙、孔洞分布，可以切割层理原生色、次生色（三好砾岩周口店，C3）继承色次生色原生色同喷发火山风暴岩，下泥盆统，北塔山，新疆原生色（自生色）：火山灰水解→绿泥石次生色层厚块-厚(200~50cm)；中-薄(10~1cm)；纹层结构—成分成熟度、结构成熟度（三好砾岩，C）现代海滩沉积（砾滩），Bornholm,Danmak,Baltic分选不好，成分复杂结构—粒度统计分析郑浚茂,1982.陆源碎屑沉积环境的粒度标志.武汉地质学院北京研究生部.教材:陈建强等,1998,66-72岩性、结构（鲕状灰岩，滇西，P）亮晶胶结Sydneybasin,PSydneyBasin,P云南保山，丁家寨组2矿物标志Ikaite(CaCO36H2O)(glendonite)Ikaite(SydneyBasin,P)3地球化学标志1溶解、结晶、充填标志：如，鸟眼构造，石盐假晶，晶洞构造等2化学元素的含量和比值3碳、氧、氮、锶、硫、氢等稳定同位素石膏石盐假晶古盐度如何确定？目前仍然缺乏直接的或者不具多解性的间接测试手段。常用间接手段包括：

1）Mg/Ca比值

2）粘土矿物中B含量(海相>100ppm，陆相<70ppm)

3）

Sr/Ca比值(有些微量元素在化石壳体中的含量与海水的含量成正比)。Sr的分配系数=(Sr/Ca)壳/(Sr/Ca)海水=0.16±0.023.稳定氧碳同位素地球化学方法在自然界，同位素分馏变化极其微弱，也难以测定其绝对值的变化，需将变化后的比值与某种标准比较，确定两者偏差的千分率‰=(测定样品的比值-标准样品的比值)×1000/标准样品的比值18O=[（18O/16O样品-（18O/16O标准）]×1000/（18O/16O）标准13C=[(13C/12C)样品-(13C/12C)标准]×1000/（13C/12C）标准最早用美国白垩纪PeeDee组的小箭石(PDB)作标准，将其转换成CO2去测定

18O值。现在采用德国SolenhofenPlattkalk作标准，然后换算成PDB值。水样一般采用标准平均大洋水(SMOW)标准。氧同位素用途：研究古温度、古气候、古盐度。一般温度1ºC变化可引起

18O值0.2‰左右变化。碳同位素用途：指示其碳源和演化，因为壳体碳同位素变化受复杂的生命效应所控制，物理因素占次要地位。问题：如何保证所测的碳酸盐没有受后期改造？确定碳酸盐岩受后期改造程度的指标3种：化石结构识别法、阴极发光法和微量元素识别法。当化石壳体没有明显溶蚀，显微镜下岩石无次生矿物、重结晶出现，阴极射线下发光弱、发光特征简单，比较低的Fe、Mn含量和较高的Sr、Na含量，且Sr/Mn>2.0、Mn<300

10-6及Rb/Sr<0.001时，反映灰岩样品没有受后期改造或污染的影响。单个识别方法有其各自缺陷，需要综合考虑。实际操作中，在岩石变形弱（弱变形域）处采新鲜岩样，用干净塑料袋和包装纸包装；室内检查岩石有无重结晶、次生矿物、化石壳体溶蚀和变形现象等；当确定未发现上述现象时，再用阴极发光检验；最后取少量岩块和化石壳体、胶结物分别测量其微量元素来证实，当87Sr/86Sr比值在胶结物、化石壳体（牙形石）和在粗颗粒灰岩中的测试数值一致或非常相近时，说明灰岩未受后期改造或污染影响。如果遭受了后期成岩改造，灰岩的不同部位的87Sr/86Sr比值应该出现明显差异。氧同位素二氧化碳-水-碳酸盐系统的氧同位素分馏与水温之间存在相关关系，当碳酸钙从水溶液中沉淀出来进入生物壳体时：1/3CaCO316+H2O18≒1/3CaCO318+H2O16当反应平衡时，其平衡常数与温度间有确定关系，即碳酸钙的氧同位素组成是温度的函数。当温度升高时，相对较轻的16O由于活性高易于迁移，被优先吸收进生物壳体，致使其18O含量相对减少，因而壳体中

18O值随温度的上升而下降。常用中生代的箭石，新生代的软体动物、颗石藻及有孔虫。但不是所有生物壳体均能进行这种测定，如棘皮类、珊瑚类及介形虫等，因为其前提是该生物壳体能随温度变化始终与海水溶液保持同位素的平衡状态，也就是说，碳酸盐物质只有在与海水呈同位素平衡状态下沉淀时，碳酸盐与海水的18O/16O比值的差值才会严格地是温度的函数。T=16.9-4.4(

s-

w)+0.10(

s-

w)2T古海水温度，

s壳体中的氧同位素值，

w水体中氧同位素值。一般氧稳定同位素测温只限于中、新生代范围。碳同位素碳同位素沉积地质学中碳同位素的意义1示踪大气CO2浓度的变化2示踪生物圈的兴衰和更替3示踪环境的变迁沉积地质学中碳同位素的载体生物体（树木的年轮、叶、骨骼等）冰雪、黄土、泥炭其他沉积物和沉积岩碳同位素碳硫锶同位素演化绝灭成煤物源分析重矿物在物源分析中的应用沉积物地球化学分析在物源分析中的应用同位素测年技术在物源分析中的应用

含铀微相(锆石、独居石)的U/Pb法、碎屑沉积岩的Rb/Sr法及Sm/Nd法等。离子探针质谱法(SHRIMP)和激光探针等离子质谱法(LP-ICP2MS)

RoserBP,KorschRJ，1986Bhatia,1983BhatiaMR,1983BhatiaMR,CrookKAW，1986Roser

,Korsch，1988

Dickinson，1979，1980，1983硅质岩地球化学研究现状与进展实例：北祁连寒武系-奥陶系硅质岩1、北祁连的地质背景2、寒武系-奥陶系硅质岩野外产状和特征3、寒武系-奥陶纪硅质岩的地球化学特征4、讨论和结论硅质岩沉积地球化学

沉积岩的地球化学特征可以帮助恢复其形成环境及其各种背景。近年来，硅质岩的常量、微量和稀土元素分析已成为古海洋分析的重要手段。Murray等收集了世界各地已发表的有代表性的硅质岩地球化学资料，样品时代为早古生代至晚第三纪，包括陆源和DSDP、ODP样品，总结出一广泛适用于各种沉积环境的地球化学判别标志。

硅质岩中的SiO2主要来自生物和海底火山作用，由于大多数硅质岩都含有硅质微生物体，因此生物来源可能更为重要。硅质岩地球化学研究现状与进展

常量元素Fe、Mn、Al的含量对于区分热液成因硅质岩与生物成因硅质岩具有重要意义。硅质岩中Fe、Mn的富集主要与热液的参与有关，而Al的富集则与陆源物质的介入有关。Al/(Al+Fe+Mn)比值是判断硅质岩成因的重要参数，该比值随着远离扩张中心距离的增大而增高，并与热液系统的影响有关。Bostrom等提出，海相沉积中Al/（Al+Fe+Mn）值以0.4为界，小于0.4为热液成因，大于0.4反映碎屑来源。Adachi和Yamamoto指出该比值在0.01（纯热液成因）到0.60（纯生物成因）之间变化。

常量元素Murrary等研究证明，Mn是硅质岩形成过程中分离出来的，Mn和Al的比值不能反映沉积物的沉积环境，建议用Al/Al+Fe比值判断沉积环境。洋中脊Al/Al+Fe值平均为0.12，北太平洋硅质岩的Al/Al+Fe比值0.32。日本中部的三叠纪大陆边缘的层状硅质岩Al/Al+Fe为0.6，DSDP62的白垩纪硅质岩Al/Al+Fe值为0.62。Bostrom和Yamamoto还拟定了Al—Fe—Mn三角图解进行判别，发现所有热液成因硅质岩比值均落于图解富Fe端，生物成因硅质岩比值均落于图解富Al端。常量元素常量元素构造环境Al/（Al+Fe+Mn）Al2O3/（Al2O3+Fe2O3）MnO/TiO2背景值Bostrom,1969Gromet,1984Murray,1994；王安东，1995大陆边缘＞0.4（0.619）0.5—0.9（0.6）＜0.5洋盆（＜0.4）0.4—0.7（0.32）0.5—3.5洋中脊（0.01）＜0.4（0.12）常量元素图3-1硅质岩Al—Fe—Mg三角图（据W.Adachi，1986）A—非热液成因硅质岩区B—热水沉积硅质岩区常量元素现代海洋沉积物Fe/Ti-Al/（Al+Fe+Mn）A-生物成因硅质岩,B-平均远洋粘土,C-海渊热水沉积物,D、E-热水粘土,F-西太平洋沉积物,EPR-热液单元沉积物,TM-陆缘物质单元沉积物,BM-生物物质单元沉积物常量元素硅质岩的稀土元素总量（ω（REE））规律不明显，在受陆源影响的环境中含量较高（如大陆边缘盆地），但在远离陆源的远洋和深海盆地中，沉积速率越低，硅质岩在海水中吸附的稀土元素越多。稀土元素镧/镱比（Lan/Ybn）可以衡量轻/重稀土配分。在受陆源影响的环境中，轻稀土富集比较明显（ω（Lan）/ω（Ybn）=1.49-1.74）。而在远洋和深海盆地中，轻稀土明显亏损（ω（Lan）/ω（Ybn）为0.70左右）。大陆边缘地区受陆源、沉积速率、火山热液等因素影响，轻稀土亏损程度介于前二者之间。硅质岩中的（ω（Lan）/ω（Cen）与之相反，大陆边缘的（ω（Lan）/ω（Cen）为0.5-1.5，大洋盆地为1.0-2.5，洋中脊为3.5。稀土元素硅质岩中的Ce异常（ω（Ce））受介质性质、陆源供给、沉积速率影响。现代环境研究表明，河水中Ce与其它轻稀土元素没有发生分馏，Elderfield等报道了40条河流中ω（Ce）介于0.7-1.2之间，ω（Ce）平均值为1.0。海湾与河流具有相似的Ce异常特征，近岸海水的REE含量与主要河流的流量、注入淡水的体积以及沿岸海水与开放洋盆间的水循环状况有关，沿岸海水中ω（Ce）与海湾水相似,在页岩标准化模式图上没有明显的Ce异常，ω（Ce）=0.8-1.2。开放洋盆中海水具有极低的ω（Ce）值介于0.2-0.3之间。稀土元素沉积物中Ce异常与沉积介质中的Ce异常相关。大陆边缘水体中Ce异常亏损不明显，Murray等统计大陆边缘的硅质岩的ω（Ce）平均为0.67-1.35,受陆源物质影响，局限海盆或洋盆（如地中海、红海）也没有明显的Ce负异常显示。但典型开放洋盆中海水的Ce极度亏损。深海沉积物表面Ce异常明显亏损，ω（Ce）=0.25左右，如东太平洋洋隆2000-3000m深处的海水ω（Ce）为0.04。由此可以看出，Ce的明显负异常特征可指示远洋环境。稀土元素北祁连的地质背景据冯益民,1996修改

寒武系-奥陶系地层和硅质岩产状和特征北祁连寒武系-奥陶系硅质岩发育，主要夹于基性火山岩或火山碎屑岩中。其中奥陶系硅质岩多位于枕状熔岩之上。硅质岩以薄层、灰黑色为主。上述硅质岩风化后显红色，反映岩石中铁质较高，与深海硅质岩类似。北祁连寒武系—奥陶系划分简表南石门子组奥陶系上统

中堡群中统下统阴沟组车轮沟群寒武系中统香毛山组大黄山组黑茨沟组下统天祝组扣门子组斜壕组南石门子组斯家沟组妖魔山组常量元素

构造环境产地样品数（个）Al/（Al+Fe+Mn）Al2O3/（Al2O3+Fe2O3）MnO/TiO2中心式火山裂谷石青硐甘露池130.55—0.91（0.80）0.44—0.88（0.74）0.05—0.38（0.20）裂隙式火山裂谷向前山30.50—0.62（0.57）0.39—0.51（0.47）0.25—0.50（0.33）被动大陆边缘崔家墩40.29—0.79（0.56）0.22—0.71（0.47）0.08—0.12（0.10）洋中脊大克岔90.63—0.90（0.82）0.53—0.86（0.75）0.13—0.36（0.36）岛弧石灰沟110.43—0.84（0.67）0.35—0.80（0.45）0.04—3.25（0.66）弧后盆地毛毛山黑茨沟老虎山1320.55—0.78（0.63）0.39—0.70（0.50）0.15—1.70（0.49）背景值Bostrom,1969Gromet,1984Murray,1994；王安东，1995大陆边缘＞0.4（0.619）0.5—0.9（0.6）＜0.5洋盆（0.4）0.4—0.7（0.32）0.5—3.5洋中脊（0.01）＜0.4（0.12）常量元素

常量元素

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常量元素

常量元素

稀土元素北祁连寒武纪硅质岩的ω（Ce）反映的Ce副异常不明显。ω（Ce）值4个样品介于0.7—1之间，其它样品均大于1，不具备Ce副异常，明显不同于大洋盆地的明显的Ce负异常，接近于大陆边缘盆地的Ce异常特征。甘露池、石青洞两地平坦状，即不同于大陆边缘的明显轻稀土元素富集的配分模式，也不同于开放洋盆的重稀土富集的配分模式。天祝向前山的硅质岩以北美页岩标准化的稀土元素配分模式图呈重稀土富集的配分特征，接近于大洋盆地的重稀土富集的配分模式。反映北祁连寒武纪总体处于距离陆源较远的大陆边缘及远洋盆地的构造背景。稀土元素稀土元素北祁连奥陶纪硅质岩的ω（Ce）反映的Ce副异常不明显。其中15个样品ω（Ce）值大于1，不具备Ce副异常。其它样品均介于0.6-1之间，明显不同于大洋盆地和洋中脊的明显的Ce负异常，接近于大陆边缘盆地的Ce异常特征。从北美页岩标准化的稀土元素配分模式图可以看出，天祝大克岔、景泰崔家墩、永登石灰沟、古浪老虎山的样品和肃南大岔大坂、百泉门、九个泉的大部分样品稀土配分模式呈平坦状，景泰崔家墩稀土配分模式略呈右倾的轻稀土元素富集的配分模式，肃南边马沟、九个泉、玉门肮脏购和肃南大岔大坂、百泉门的少部分样品略呈左倾的重稀土元素富集的配分模式。这种稀土配分模式即不同于大陆边缘的明显右倾的轻稀土元素富集配分模式，也不同于开放洋盆的明显左倾的重稀土富集配分模式，反映北祁连奥陶系主要处于远离陆源区的大陆边缘和深海盆地背景。稀土元素讨论奥陶纪志留纪泥盆纪讨论讨论讨论TheEndThanks第2章相标志与相模式2.1概念与定律2.2生物标志2.3物理和化学标志2.4相标志组合与相模式什么是相模式相模式：是对相标志、沉积作用和沉积环境条件三者关系的描述和理论概括。它的通常表现形式是典型相标志及其沉积作用和沉积环境条件的垂向组合序列，它的理论基础来源于现代相关沉积环境和沉积作用的研究—现实类比。20世纪60-70年代是相模式建立的鼎盛时期潮坪相模式相标志组合与相模式浊流递变层理和浊流沉积相模式相模式的作用Walker(1984)将相模式的作用概括为4点：对比的标准，观察的提纲，预测的指南，成因解释的基础。如果说Walther相律是相分析的宪法的话，不同沉积环境和沉积作用的相模式则是其相分析的专门法律（民法、知识产权法等）。一个优秀的律师不仅要通晓各种法律，还要善于运用法律解决各种实际问题。所以相模式的掌握对于相分析工作者来说是至关重要的。TheEnd第3章河流沉积中国地质大学(武汉)地学院杨江海杜远生气候地形第3章河流沉积1概述及河流分类2曲流河沉积3辫状河沉积4网状河沉积5河流沉积对比1概述及河流分类河流是陆相环境中最常见的一种环境和主要营力，是陆相地层的重要组成部分。在区域构造背景稳定或沉降的条件下，河流环境可以形成厚的沉积记录，理想条件下可以形成良好的油气藏和各类砂矿。河流沉积主要受气候（降雨量）、构造、地貌、基岩类型和植被控制。河流可划分为不同的类型，在现代和地层记录中占主导地位的是曲流河。河流分类顺直河辫状河网状河曲流河边滩（河漫滩）、心滩（江心洲）、河床点沙坝、河道沙坝、河床沉积河道决口发育形式废弃河道天然堤洪泛平原决口扇河漫滩沉积Overbankdeposits曲流的裁弯取直——牛轭湖形成第3章河流沉积1概述及河流分类2辫状河沉积3曲流河沉积4网状河沉积5河流沉积对比2辫状河沉积河道宽、砂坝多、辫状分布河道不固定、常移动形成于大坡降地区（上游和扇上）分为河道和心滩（砂坝）河漫滩不发育Anetworkofsmallchannelsseparatedbysmallandoftentemporarybraidbars.HighlymobileHighslopeand/orlargesedimentload(0.016ft/ftfor0.0042cu.m/s)Theproportionofsuspendedloadtobedloadsediment.WhiteRiver,Washington,US,TransportalargesedimentloadFromtheEmmonsGlacierofMount.Rainer--ayoung,rapidlyerodingvolcano辫状河沉积BraidedStream:ThesestreamsmovetremendousamountsofgravelbutusuallylookloworevenemptyTananaRiver,Fairbanks,Alaska,USA砾质辫状河沉积河道/纵向沙坝心滩/席状砂坝河漫滩不发育砾质→砂质辫状河沉积ABCBABC冲积扇(西藏羌塘)洪积扇冲积扇(金寨)冲积扇(金寨)冲积扇(湖北浠水马垅，K-E)?砾质辫状河，克兹尔塔格组，D3,新疆阿克苏砂质辫状河沉积砂质辫状河沉积模式砂质辫状河(克拉玛依,J)砂砾质辫状河(迁安,滦河)辫状河沉积特征和沉积序列（不发育）河漫滩：粉砂岩和泥质岩，小型流水波痕和交错层理（垂向加积）河道砂坝：砾岩、含砾砂岩、砂岩，流水波痕和交错层理（板状、波状、楔状、槽状交错层理），叠瓦状组构滞留沉积：砂岩、砾岩，大型槽状交错层理，底部冲刷面第3章河流沉积1概述及河流分类2辫状河沉积3曲流河沉积4网状河沉积5河流沉积对比3曲流河沉积A河道弯曲、单河道B凹岸侵蚀、凸岸沉积、侧向加积C裁弯取直和形成牛轭湖D河道、边滩、心滩、河漫滩、洪泛平原E发育于基底稳定的河流中下游曲流河沉积曲流河的水动力特征表流（实线→凸岸）沉积底流（虚线→凹岸）侵蚀零速度线曲流河速度断面横向环流曲流河环境及其沉积作用河道和曲流砂坝：侧方侵蚀和侧向加积作用天然堤、洪泛平原和决口扇：垂向加积作用牛轭湖：垂向加积和淤塞细粒曲流砂坝

及其相关环境单元沉积特征粗粒曲流砂坝

及其相关环境单元沉积特征决口扇决口扇的多少与洪水事件密切有关曲流河（废弃河道）环境及其沉积特征

洪泛平原上部单元决口扇天然堤下部单元曲流砂坝：边滩（点坝）河床底部:河道滞留沉积侧向加积垂向加积曲流河的沉积序列洪泛平原：泥质岩，均质层理、水平层理，暴露标志决口扇：粉砂岩、泥岩，小型流水波痕、爬升层理，暴露标志天然堤：粉砂岩,细砂岩,小型流水波痕,

爬升层理发育，暴露标志边滩：砂岩，流水波痕和交错层理，规模向上变小河道滞留沉积：砂砾岩，底部冲刷面曲流河沉积模式河道底部滞留沉积河道沙体—下部河道沉积的叠置1河流沉积的迁移；2河道沉积的叠置(海平面变化，导致三角洲进退-河流进退，河流下切能力改变)河道沉积(克拉玛依,j)河道沉积(克拉玛依,j)废弃河道废弃河道沉积天然堤泛滥平原及决口扇决口扇曲流河，牙口组，K2,河南西峡丹水决口河道及河漫滩决口河道及河漫滩曲流河，牙口组，K2,河南西峡丹水河漫滩相的遗迹化石，K2,河南西峡王场泛滥平原洼地河漫滩相的遗迹化石，K2,河南西峡丹水植物根化石泛滥平原沼泽(煤)泛滥平原及煤层泛滥平原泛滥平原第3章河流沉积1概述及河流分类2曲流河沉积3辫状河沉积4网状河沉积5河流沉积对比对网状河(anastomosingriver,Jackson,1834)的认识始于1980年代初Typicallyconsistofanetworkoflow-gradient,narrow,deepchannelswithstablebanks,incontrasttobraidedrivers,whichformonsteepergradientsanddisplaylessbankstability.基本特征是河道弯曲、多河道，河道固定、垂向加积为主;发育于基底沉降的河流中下游;与聚煤作用关系密切.4网状河沉积网状河环境及其沉积特征网状河的环境单元河道：河床、心滩、边滩河岸：天然堤洪泛平原（湿地）和决口扇SaskatchewanRiver（萨斯喀彻温河）北美

网状河环境及其沉积特征网状河的沉积作用网状河主流线的向凹岸偏移微弱横向环流不明显河道：侧方侵蚀微弱和垂向加积明显河岸和洪泛平原：垂向加积作用网状河的沉积特征洪泛平原：泥质岩，均质层理、水平层理，暴露标志决口扇：粉砂岩、砂岩，小型流水波痕、层理（攀升层理），暴露标志天然堤：粉砂岩、细砂岩，小型流水波痕、层理（攀升层理发育），暴露标志河道砂坝：砂岩，流水波痕和交错层理，规模向上变小河道滞留沉积：砂砾岩，底部冲刷面网状河的沉积模式河道-天然堤砂体类似于曲流河沉积决口扇沉积夹于洪泛平原沉积之中指状砂坝镶嵌于洪泛平原(湿底)沉积内网状河的沉积模式网状河的沉积模式第4章河流沉积1概述及河流分类2辫状河沉积3曲流河沉积4网状河沉积5河流沉积对比曲流河、辫状河、网状河对比曲流河：单河道、相对固定河道，侧向加积—垂向加积，典型二元结构沉积序列。辫状河：多河道、游荡性河道，垂向加积明显，二元结构上部单元不发育。网状河：多河道、固定性河道，垂向加积明显，二元结构单元不发育(横向)。保存在K2洪积扇中的河南西峡恐龙蛋湖北陨县保存在K2洪积扇中的恐龙蛋，湖北陨县K2恐龙蛋保护区，最多的一窝竟达61枚，为世界之最TheEnd第4章湖泊沉积中国地质大学(武汉)地学院山东山旺湖泊沉积1.湖泊环境特征概述及湖泊分类2.淡水湖泊环境特征及沉积物3.盐湖湖泊环境特征及沉积物1.湖泊环境特征概述及湖泊分类形态、大小、稳定性千差万别(106km2—<1km2);湖水的化学性质、营养状况相差很大；（青海湖-鄱阳湖）水动力条件复杂，以湖浪和湖流为主，潮汐弱；影响因素复杂：地形、物源特征、气候、生物、大地构造湖泊、湖盆（湖岸带+湖地区）湖泊的分类湖泊的分类：根据排泄状态分为泄水湖、不泄水湖。根据含盐度分为淡水湖（＜0.3‰）、半咸水湖（0.3-24.7‰）、咸水湖（＞24.7‰）、盐湖（盐类结晶）。根据成因可分为构造湖、火山湖、冰川湖、岩溶湖、堰塞湖、和风成湖等。在地史中历时较长、面积较大、研究价值较高的是构造湖(断陷、坳陷)-风蚀湖-堰塞湖湖泊沉积的一般特征1.淡水化石保存较好；2.沉积物以泥岩为主，其次为砂岩和粉砂岩，砾岩及化学沉积相对较少；3.碎屑岩成分成熟度较低，多为岩屑砂岩、长石砂岩等；4.沉积构造多样，取决于水体深浅和水动力状况；5.湖泊沉积物的厚度与地壳升降幅度、物质供应的充分程度有关；6.长期频繁的湖面涨落，导致各种滨浅水相迅速交错结合，单个的相，如湖滩、泻湖及障壁岛等往往较薄。2.淡水湖泊淡水湖泊的沉积作用（1）基本特点：多为泄水湖，因雨量充沛，注水量大于蒸发量，注入水可带入大量碎屑物质，湖水中水生动植物繁多。因此其沉积作用以机械、生物沉积为主。机械沉积作用：由河流带来的大量碎屑物可形成三角洲沉积，由河流带来的物质，由岸向湖心按粒度大小（砾—泥）依次沉积。理想条件下，成环带状分布，环带的形状与湖泊的形状相似。淡水湖泊的沉积作用（2）生物沉积作用：潮湿区湖泊多有大量生物——底栖、游泳、浮游生物及水生植物等，生物在活动中产生的排泄物、分泌物及死亡后的遗体可形成大量富有机质的腐泥沉积（成油）。随着湖泊的淤积，水体变浅、流动性变弱，水生植物由草本向木本植物转化，并逐渐向湖心迁移，同时形成大量腐殖质——泥炭沉积（成煤）。从而导致湖泊向沼泽演变。沼泽的进一步发展湖泊最后消亡湖泊亚环境及

沉积相特征理想的湖泊沉积模式在平面上呈环带状分布，从边缘到中心，沉积物粒度由粗变细，但各带不一定很连续，分布亦不规则。

分为几个亚环境：

滨湖：洪水湖面与枯水湖面之间

浅湖：枯水湖面与浪基面之间

深湖：浪基面以下

湖泊沉积实际比理想模式复杂得多。河流入湖处，在湖边缘可形成湖泊三角洲；因浊流作用，在深湖区可发育浊流沉积湖泊沉积物平面分布滨浅湖

沉积序列滨浅湖地带，水浅，形成沙坝、障壁岛等，使近岸水体被分隔，形成半封闭的湖湾下细上粗的沙坝进积型序列滨浅湖沉积开阔湖克拉玛依组开阔湖沉积三工河组昆虫化石节肢鄱阳湖云南星云湖3.盐湖察尔汗盐湖——万丈盐桥干旱区湖泊的沉积作用干旱区湖泊的特点：不泄水湖，突发性流水注入，以洪流为主，蒸发量大于注入量。湖滨可见碎屑及洪积扇沉积，大部分地区以化学沉积为主。化学沉积特点：随着湖水中所含化学溶解物浓度的增加，化学溶解物将按其相应溶解度的大小依次沉积，其顺序为：碳酸盐（白云石）→硫酸盐（石膏）→卤化物（石盐）。最后因风、流水所携碎屑覆盖，盐湖发育结束。死海南部剖面湖相三角洲、重力流沉积（略）TheEnd三角洲沉积中国地质大学地学院杜远生三角洲沉积1三角洲概述2主控因素及分类3河控三角洲1三角洲概述1.1三角洲（delta）的概念1.2三角洲的水动力特点1.1三角洲(delta)的概念三角洲是由河流补给沉积物，受河流和海洋/湖泊营力综合影响的沉积体系。是最复杂的沉积体系。最早研究三角洲的是美国学者Gilbert(1885,1890),他将更新世Bonneville湖相三角洲分为topset,forsetandbottomset.这些概念一直沿用至今。三角洲含有丰富的油气煤等矿产资源。我国对三角洲（珠江，长江和黄河）的系统研究始于70年代。Progradingdelta1.2三角洲的水动力特点等密度轴状喷流低密度顶部面状喷流高密度底部面状喷流等密度喷流高密度喷流低密度喷流2三角洲的主控因素及分类河流作用：泄水量、流速、载荷蓄水体的性质和改造：波浪、潮汐、岸流蓄水体与河水的密度差近岸盆地的性质、坡度、构造稳定性高建设性三角洲和高破坏性三角洲三角洲分类分类依据：形态—成因分类方案简介三角洲分类分类依据：形态—成因河控三角洲：鸟足状、朵状浪控三角洲：带状滩脊或砂坝潮控三角洲：放射状砂坝和潮坪岸流控制三角洲：河流沿岸流改向建设型破坏型三角洲分类河控潮控浪控沿岸流控综合MississippiriverdeltaStreamdominatedGanges-BrahmaputradeltaTidedominatedNile

deltaWavedominated珠江三角洲河控潮控西江珠江黄河三角洲----朵状河控三角洲古代△近代△现代△崇明岛长兴岛黄浦江东海启东市江苏长江全长6300km,年输砂量486x106t,长江三角洲面积5180km2长江三角洲----河-潮控三角洲3河控三角洲河控三角洲的环境单元三角洲平原：分支河道、天然堤、决口扇、湖泊、沼泽和泥沼、分支流间湾三角洲前缘：分支流河道和河口砂坝、水下天然堤、远砂坝、三角洲前缘席状砂前三角洲河控三角洲的构成三角洲平原是三角洲的陆上部分，以分支河道砂质沉积为主，也包括泛滥平原和湖沼沉积的粉砂、粘土和泥炭以及天然堤和决口扇沉积。三角洲前缘为浪基面以上的三角洲水下部分，主要包括分流河口砂坝、远砂坝、分流间湾和三角洲前缘席状砂沉积。前三角洲位于三角洲前缘的前方，处于浪基面以下，以富含有机质的泥质沉积为主，水平层理和均质层理发育。向上变粗沉积序列河控三角洲

各亚环境的沉积特征河控三角洲的相带分布河控三角洲的相带分布密西西比三角洲指状砂坝形态和沉积特征密西西比河

河控三角洲的沉积序列浅海页岩浅海粉沙，具滑塌前三角洲砂泥远砂坝河口砂坝三角洲平原三角洲前缘前三角洲向上变厚、变粗、变浅河控三角洲三角洲相模式浪控三角洲三角洲平原：河道、河道砂坝，海滩与海滩脊，洪泛平原，红树沼泽三角洲前缘：类似于临滨前三角洲：类似于浅海沉积进积作用与进积序列浪控三角洲浪控三角洲浪控三角洲潮控三角洲三角洲平原：河道、潮道、潮沟、潮坪非潮成三角洲平原三角洲前缘：潮汐砂坝、潮道前三角洲潮控三角洲的进积序列潮控三角洲潮控三角洲岸流控三角洲三角洲平原：河道、湖泊、沼泽、洪泛平原、障壁砂坝三角洲前缘：类似于临滨前三角洲岸流控三角洲的进积序列湖泊三角洲湖泊三角洲三角洲前缘滑塌褶皱崇明岛长兴岛黄浦江东海启东市江苏长江全长6300km,年输砂量486x106t,长江三角洲面积5180km2长江三角洲----河-潮控三角洲长江三角洲与河口坝1河口砂坝构成三角洲的主体；2由于地偏转力的影响，河道北汊道逐渐逐渐减弱、淤塞，南汊道逐渐增强，河口向南偏转，河口坝雁行式排列长江河口三角洲沉积构成的复杂性河道沉积的叠置1河流沉积的迁移；2河道沉积的叠置(海平面变化，导致三角洲进退-河流进退，河流下切能力改变)三角洲序列读书报告—沉积体系分析参考书1.MiallAD,1984.PrinciplesofBasinAnalysis.SpringerVerlag.2.李思田主编，1996.含能源盆地沉积体系—中国内陆和近海主要沉积体系类型的典型分析.中国地质大学出版社要求1.举一实例说明沉积体系、沉积体系内部构成单元、内部构成单元分级的概念、分析方法，以及实例所反映的大地构造背景演化2.字数〉1200陆源碎屑滨海沉积中国地质大学地学院

杜远生第6章陆源碎屑滨海

沉积环境和沉积相6.1海岸沉积环境概述6.2无障壁海岸环境——海滩6.3潮坪环境6.4有障碍海岸环境(障壁岛-泻湖)根据沉积物类型，滨浅海沉积环境可以分为：陆源碎屑滨浅海环境和碳酸盐沉积环境6.1海洋环境基本特征概述海洋是地球上最大的沉积场所,海水的盐度35o/oo左右，pH值7.2-8.4,海洋生物：底栖、游泳、浮游海洋沉积：碎屑岩、碳酸盐、粘土岩、硅质岩、磷质岩、蒸发岩.蕴涵有丰富的资源(水、动能、生物和油气等).海岸沉积环境特点海岸沉积环境：上限—风暴潮所能波及地区；下限—浪基面(或平均浪基面)特点：海水进退频繁、光线充足(水下)、富氧、生物繁盛、温度和盐度变化较大、沉积作用活跃，因此是一个重要的沉积环境海洋水动力海岸带水动力作用类型1波浪包括正常风成波浪,灾害性风成波浪(风暴浪)和海啸(tsunami)2潮汐

:周期性的海面波动3岸流包括沿岸流和离岸流(裂流,rip)Virginiabeach,USA高波能和中-低潮差Virginiabeach,USA海洋环境划分●海洋环境的水深分带（地理分带）滨海(海岸带、滨岸带)：浪基面(10-20m)以上浅海(陆架或陆棚)：浪基面—200m半深海(大陆斜坡)：200-3000m深海(深海平原或大洋盆地)：>3000m

●海岸环境的水动力类型划分（沉积学划分）海滩(浪控型滨海):好天气浪基面(

10-20m)以上潮坪(潮控型滨海):好天气浪基面(

10-20m)以上障壁岛-泻湖(波浪、潮汐和岸流综合影响的滨海)1海岸沉积物：碎屑滨岸(砂质海岸、泥质海岸)、碳酸盐滨岸、岩岸；2地形地貌：有障壁海岸(潮汐—潮坪)、无障壁海岸(波浪—海滩)；3地壳运动：上升(剥蚀)海岸，下降(沉积)海岸；4海岸位移：推进式海岸、后退式海岸5成因：原生海岸(陆地侵蚀海岸、火山海岸)，次生海岸(堆积海岸、生物海岸)海岸环境的其它划分方案第6章陆源碎屑滨海

沉积环境和沉积相6.1海岸沉积环境概述6.2无障壁海岸环境——海滩6.3潮坪环境6.4有障碍海岸环境(障壁岛-泻湖)6.2无障壁海岸环境—海滩6.2.1水动力特点6.2.2环境划分及沉积特征6.2.3垂向层序及相模式由于无障壁海岸直接与广海相通，因此相对而言，潮汐作用较弱，影响该环境的主要是海浪。6.2.1水动力特点—波浪向岸传播非源区、深水1/2波长，触底；1/4变形水深

波高6.2.1水动力特点—浪生流(近岸流)裂流和沿岸流在冲洗带，水体冲上海滩，部分返流(裂流)，部分沿岸流动，携带沉积物向海运动或沿岸作之字形运动，形成平行海岸的沙脊、沙垅与波浪有关的沉积物搬运6.2.2海滩亚环境划分海滩环境主要控制因素海洋方向千尼尔砂岗(Chenier)海岸沙丘(sandybar)—风成作用后滨(backshore)—风暴浪作用前滨(foreshore)—冲洗作用临滨(近滨nearshore,shoreface)—波浪作用过渡带—间歇波浪(风暴浪)作用浅海—风暴浪、大潮作用6.2.2.1海岸沙丘形成作用—风成作用(改造)沉积特点：砂岩+粉砂岩(无泥)，分选磨园好，风成波痕和交错层理，化石稀少(或泥碳层和根茎)。类型无植被：横脊(

风向、风向稳定、缓慢移动)，斜脊(两种风向、位置相对稳定)具植被覆盖：抛物线形沙丘(植被稀少、背风面凹面向下—风蚀)，堆积沙丘(植被丛生、障积)海滩风成沙丘特征长脊状或新月形，沙丘带宽可达10Km；主要由石英砂组成，分选好、磨园度高，表面多呈毛玻璃状；风成沙丘交错层理1规模大；2层系和纹层的厚度较大(前积纹层厚2-5cm，层系厚数十厘米)，前积层常直线形、倾角陡(可达30-40)，槽状发育；3背风坡受侧风侵蚀或破坏，前积层可呈上凸形；4大量悬浮物质时，前积层平坦或切线状6.2.2.2后滨沉积特征与环境后滨—位于海岸沙丘下界与平均高潮线之间，风暴潮作用后滨沉积：砂岩，小型流水交错层理，化石碎片发育(介壳层—风暴潮)海滩沙脊和海沼沙岭(Chenier沙岗)海滩沙脊1位于高潮线附近，由风暴潮和特大风暴潮的波浪形成；1-n条，//海岸线分布，高几米，宽几十米，长度数百米—数公里；2组成：砂、砾、介壳碎屑；3结构：下部为冲刷侵蚀面，上部为交错层理单元（双向，高倾角纹层指向陆地，可达7-28），顶部为平行层理砂岩；4成因：单个海滩沙脊是滩脊向陆迁移形成，海岸进积可依次残留下一系列海滩沙脊海滩沙脊内部构成千尼尔砂岗成因千尼尔砂岗：该词来源于法文(Chenier)

，原意为橡树，为位于滨海泥沼中的海滩砂脊，沉积物暗色，水平层理、均质层理，化石丰富6.2.2.3前滨沉积特征描述前滨带—位于平均高潮线和平均低潮线之间，水动力条件以冲洗作用为主；前滨带沉积：沉积物(圆度、分选好的砂岩和砂砾岩，两个跳跃总体)；层理(冲洗交错层理、平行层理)；生屑，简单管状或U形遗迹；极浅水构造发育(菱形波痕、冲流波痕、泡沫痕、细流痕、逆行沙丘)沿岸沙坝：1-N个，//岸线，数量与波浪能量有关(高能多)海洋岸退型1岸进型1A前滨层理覆盖后滨层理B后滨层理覆盖前滨层理C破浪带向陆退却，滩面变陡，能量增强形成的前滨层理岸进型2岸退型2D破浪带向海推进，滩面变缓，能量减弱形成的前滨层理前滨沉积中四种常见的冲洗交错层理特点：纹层和层面平直、延伸远、交角小，形态上属板状或者楔状交错层理6.2.2.4临滨沉积特征临滨带—位于平均低潮线与正常浪基面之间，水动力以波浪作用为主，从海岸向海波浪作用减弱，分为临滨上、中、下三部分下临滨：大体对应孤立波带，沉积物向陆运动，细砂岩、粉砂岩，小型浪成波痕和交错层理，生物扰动强烈；异地或原地异位生物化石；中临滨：大体对应破浪带(高能)，可发育1-N条沙坝，沙坝形态不对称(能量高、沙坝多、坡度缓)，砂岩纯净，中细粒或中粗粒(沙坝之间细)；上临滨：破浪带岸侧至碎浪带(高能)，从第一碎浪带至规模依次递减的破浪带，因此沉积特点与中临滨相似，发育沙坝，岩性为砂岩，发育大型槽状、板状交错层理、平行层理。6.2.2.4临滨带沉积整体特征1临滨带沙坝发育，它们可在风暴浪期间可被夷平，风暴浪后再形成；2沉积物来自陆地和海洋；3沿岸沙坝的移动可形成大的板状、槽状交错层理。沿岸沙坝之间，水流方向可以平行海岸；底形——波痕海滩环境粒度特征前滨临滨后滨-沙丘海滩沉积

垂向层序及相模式第6章陆源碎屑滨海

沉积环境和沉积相6.1海岸沉积环境概述6.2无障壁海岸环境——海滩6.3潮坪环境6.4有障碍海岸环境(障壁岛-泻湖)6.3.1潮汐、潮坪1定义：指潮汐作用明显、波浪作用微弱的平坦海岸地区；主要分布在海湾、河口湾及障壁沙坝之后；相对于海滩环境，是一种低能环境；2潮汐是由于月球和太阳对地球的引力产生的海水周期性升降和涨落的现象。潮汐涨落周期为24h’50’’(1涨1落)，高潮和低潮之间相隔12’25’’，称全日潮。如果一个周期内两次涨落，潮差大致相等为半日潮，潮差相差较大为混合潮。3当地球、月球、太阳处于一直线时，形成大潮；成三角关系时，潮差最小，称小潮；潮流、潮差潮流为潮汐作用引起的海流。在海岸地区，潮流主要在两个相反的方向上变化—往返流；近海和大洋区—方向和速度都有变化—回转流潮汐往返流的流速可以对称/不对层；涨退潮的持续时间也不一定相等，如渤海湾，涨潮5h、流速54cm/s，退潮7h、流速35cm/s；潮差是影响潮坪特征和沉积的重要因素可分为：小潮差<2m，中潮差2~4m和大潮差>4m。大洋中部潮差一般很小，约50cm；大潮差一般出现于海湾。世界上最大潮差达15.6m(加拿大的芬地湾),我国钱塘江的潮差>8m。潮差大通常潮流强,侵蚀能力强潮汐作用特点影响潮汐沉积物性质的特点1双向性(往复流)；2水位有规律变化(时间上有规律，定时涨落)；3水流变化——潮流期和平潮期的变化(运动—停滞交替)；4涨、落潮流速可以对称/不对称潮差与潮坪地貌潮坪—潮控海岸潮坪海岸亚环境划分1根据潮位：潮上带、潮间带(10-90%时间暴露)、潮下带2根据暴露时间：高潮坪、中潮坪(1/2时间暴露)、低潮坪3根据沉积物性质：泥坪、砂坪、混合坪4根据气候：干旱潮坪和潮湿潮坪常见的潮汐作用标志羽状交错层理，双粘土层，脉状-波状-透镜状层理，B-C层序；干涉波痕，寄生波痕；气泡砂构造；鸟眼构造；叠层石,Skolithos遗迹相和异地埋藏的化石等潮汐束状体和双粘土层对称型涨落潮流易于形成鱼骨状层理，不对称型涨落潮流易于形成潮汐束状体潮流水位变化与前积纹层形态潮坪环境特有的层理组合高水位时形成大型交错层理B段,退潮时,随着水位下降,大沙波露出水面,海水被限制在波谷中平行波脊流动,形成小型水流波痕层理C段,二者正好正交.B-C层序潮汐层理潮下带砂质沉积为主，潮汐活动纪录非常普遍(羽状交错层理、双粘土层、视“单向”水流构造、潮汐束状体等)，浅水底栖生物、遗迹化石发育潮下带为高能带，主要地貌特征——浅滩和潮汐水道潮间带沉积主要为潮汐水道(潮溪、潮沟)之间的平缓开阔地带，泥砂质沉积为主，分为泥坪、混合坪、砂坪；常见指相标志：波痕(水流波痕、干涉波痕、孤立波痕、改造波痕)、潮汐层理、B-C层序、羽状层理、单粘土层、暴露构造潮上带沉积潮坪沉积垂向序列与气候相关的潮坪沉积潮湿气候下的潮坪（上带）沉积：暗色泥质岩，暴露标志发育，均质层理、水平层理，海相化石稀少，可见风暴潮带来的生物化石碎片，植物化石可见干旱气候下的潮坪沉积：以蒸发盐发育为特色，化石极少第6章陆源碎屑滨海

沉积环境和沉积相6.1海岸沉积环境概述6.2无障壁海岸环境——海滩6.3潮坪环境6.4有障碍海岸环境(障壁岛-泻湖)障壁—泻湖环境

主要内容一般特征环境单元沉积特征沉积序列Barrier-lagoonsystems环境划分障壁岛-海滩相组：受波浪和沿岸流控制，类似海滩潮道-潮汐三角洲相组：受潮汐作用控制障泻湖相组：受潮汐作用控制，低能海滩沉积特征障壁—泻湖沉积一般特征陆源碎屑充裕岸流改造形成障壁砂坝障壁砂坝分隔高能、低能区砂坝外侧强波浪作用区环泻湖潮汐作用区障壁体系沉积特征障壁砂坝：海岸沙丘、后滨、前滨、临滨、过渡带、滨外（远滨、浅海）冲越扇：放射状水道、席状越岸砂（砂体覆盖于潮坪和泻湖沉积之上）潮汐通道沉积潮汐通道：大型水流波痕、水流交错层理（双向）、粗砂岩、砂砾岩潮汐三角洲：放射状砂体，大型水流波痕、水流交错层理（双向），规模取决于进潮、退潮水流速度、水量环泻湖潮坪沉积物性质决定于泻湖大小、物源性质潮上带：暴露标志，砂、泥岩潮间带：潮汐层理，浪成波痕、交错层理、均质层理、砂、泥岩潮下带：浪成波痕、交错层理，砂泥岩泻湖：水平层理、均质层理泥岩沉积作用和沉积序列沉积作用：进积和加积作用为主沉积序列：向上变浅、变粗序列障壁-泻湖沉积序列的不完整性障壁-泻湖沉积与海滩、潮坪的区别进积型高能，层理双向低能，多种相叠置障壁岛-泻湖体系垂向层序陆源碎屑滨岸沉积判别标志临滨砂岩，T3,小塘子组，峨眉山川主临滨砂岩，T3,小塘子组，峨眉山川主潮下砂坝（临滨）浪成层理，D2,半山组，湖南宁远潮汐通道砂岩，D2,半山组，湖南宁远潮间带寄生波痕，D2,半山组，湖南宁远泻湖潮坪，潮汐层理和煤,泥，J,Bornholm,Denmark海滩层理，石英砂岩，K,Sweden海滩层理，Diplomaria，K,SwedenVirginiaBeach,W.Atlantic,USAsurfingSedimentarysequencedepositedintheinnershelf

（O1-2,Utah,USA）天涯海角TheEnd8碳酸盐沉积学中国地质大学(武汉)杜远生第8章碳酸盐沉积学8.1碳酸盐岩石学基本知识8.2碳酸盐沉积学基本知识8.3碳酸盐相模式简介8.4生物礁8.1碳酸盐岩石学基本知识1950年代碳酸盐岩研究的“复兴”，主要表现在：

碳酸盐岩成因（化学→生物）

碳酸盐岩的结构成因分类

现代碳酸盐研究和碳酸盐相模式的建立

碳酸盐微相和化石碳酸盐岩

碳酸盐的成岩作用（快：数十年数百年；强）1碳酸盐岩成因生物成因—造架、造粒、造泥机械成因—内碎屑、鲕粒生物化学成因—葡萄石、核形石化学成因—钙华、胶结物2碳酸盐的结构组分颗粒—内碎屑（砾屑、砂屑、粉屑）、外碎屑、生物碎屑、鲕粒（放射鲕、同心鲕）、核形石、球粒（藻球粒、粪球粒）、葡萄石

基质（灰泥、泥晶）胶结物（亮晶）3Folk分类3Dunham分类4现代碳酸盐研究和碳酸盐相模式建立4现代碳酸盐研究和碳酸盐相模式的建立5碳酸盐微相和化石碳酸盐岩微相：岩石微观特征和微观环境的综合。主要指通过光学显微镜获得的岩石组分、显微结构、构造特征。6碳酸盐成岩作用成岩环境与成岩相大气淡水成岩作用大气渗流带、大气潜流带海水成岩作用海水渗流带、海水潜流带、混合带深埋藏成岩作用碳酸盐主要成岩环境海相胶结物矿物及类型胶结物矿物形貌西沙群岛碳酸盐胶结物文石高镁方解石碳酸盐矿物与成岩环境HMC外套膜流体浓度渗流带海水潜流带压实、压溶作用埋藏成岩作用碳酸盐岩成岩作用序列成岩期次和成岩阶段准同生成岩阶段准同生早期阶段（同沉积期）准同生后期阶段（后沉积期）深埋藏成岩阶段后生成岩阶段（地表）成岩作用序列和成岩演化8碳酸盐沉积学中国地质大学(武汉)杜远生第8章碳酸盐沉积学8.1碳酸盐岩石学基本知识8.2碳酸盐沉积学基本知识8.3碳酸盐相模式简介8.4生物礁8.2碳酸盐沉积学基本知识碳酸盐沉积与生物作用碳酸盐沉积物生产与堆积碳酸盐沉积与环境温度、盐度、混浊度1碳酸盐岩成因生物成因—造架、造粒、造泥机械成因—内碎屑、鲕粒生物化学成因—葡萄石、核形石化学成因—钙华、胶结物碳酸盐沉积与生物1碳酸盐沉积物是盆内成因；2与生物、生物化学作用关系密切(造粒、造泥、造架)灰泥成因与生物作用2碳酸盐沉积的产生和堆积3碳酸盐沉积与环境温度、盐度颗粒组合颗粒组合骨屑颗粒形成与温度和盐度的关系非骨屑颗粒形成与温度和盐度的关系暖水、非暖水碳酸盐沉积比较暖水、非暖水碳酸盐沉积比较4碳酸盐沉积与纬度、环境水深碳酸盐沉积与温度和水深海底雪线——CCDCCD——碳酸盐(方解石)补偿