浅海沉积的浅海陆棚

浅海陆棚又称大陆架，是正常浪基面以下向外海与大陆斜坡相接的广阔的浅海沉积地区，水深10-20m 以下至水深130-200m 左右，坡度较缓（平均只有007'）, 一般不超过4度 浅海陆棚沉积 浅海陆棚沉积环境基本特征（含风暴沉积）：

海底地形：开阔、平坦，有相对隆起的沙坝和浅滩，有相对低洼的沟谷（影响：三角洲、风暴、海流）。

水动力：以波浪和海流为主，静水低能。

沉积物：粉砂和泥为主，砂少。砂岩的成熟度高。常见海绿石。

沉积构造：水平层理为主，可发育交错层理，丘状层理是浅海陆棚沉积所特。缺乏曝露标志。

化石特征：化石丰富，保存完整，生物遗体有时可富集成介壳层，潜穴和生物扰动构造发育。

大洋的沉积岩，是大洋沉积物凝结硬化而成的。据海洋地质学家的广泛调查，它们最老的不会超过距今2亿年，在地质年代称为中生代早期。这比大陆上的沉积岩年龄短几亿年至十多亿年。一般来说，离大陆近的，沉积岩的厚度厚，年龄也老，远离大陆的海下沉积岩较薄，也较年轻。这些沉积岩有砾岩、砂岩、页岩、泥质岩、石灰岩和生物礁灰岩等。我国南沙考察队在永暑礁于1990年和1994年先后进行钻探，在17米以下至400多米都钻取到珊瑚灰岩和生物沙砾岩等。

1定义

陆棚（shelf）或称大陆架，位于正常浪基面之下，水深约130～200m的大陆斜坡拐点之上的平缓广阔的浅海区（图5-13）。现代陆棚水深约为10～20m以下，至水深130～200m以上，以风暴浪基面为界，陆棚可分为内陆棚（浅水陆棚）和外陆棚（深水陆棚）。陆棚向海方向即进入大陆斜坡半深水地区。大陆架与大陆斜坡最主要区别除了海水的深度不同之外，还在于地形坡度的明显不同：大陆架地形较为平坦，地形坡度较小，一般均小于4°；而大陆斜坡地形坡度较陡，多大于5°，甚至可达到十几度。

2沉积特征及识别标志

根据将今论古的原则，首先对现代海洋中的浅水陆棚或大陆架沉积环境与沉积物特征进行较为详细的调查与研究。虽然现代陆棚的沉积宽度变化较大，但是相对于现代滨岸或潮坪沉积环境来说，陆棚还是属于非常广阔、平坦的地理单元，因此，陆棚沉积物的最大特征就是呈席状、面状、毯状分布，地层单层延伸较远；砂泥质沉积物多呈互层状、夹层状产出。陆棚沉积剖面结构的纵向变化为当海侵时沉积物粒度向上变细，单层厚度变薄；当海退时沉积物粒度向上变粗，单层厚度变厚。从沉积物颗粒的粒度结构上看，陆棚沉积物主要为面状或席状分布的中薄层细粒砂质、粉砂质和泥质互层或夹层。陆棚中的透镜状细砂质和粗粉砂质沉积物通常是“强大海流”和“暴风浪”作用形成的产物，称为“水道相砂岩”或“风暴岩相砂岩”。这类砂岩中普遍发育正粒序构造，砂体产状以透镜状或楔状为主。

一般情况下，假如在一套面状分布的中薄层砂泥质互层或夹层地质体中没有发现浅水暴露沉积构造标志和深水浊流沉积构造标志，同时有发育底栖型海洋生物化石，那么，我们都将这套面状分布的砂泥质沉积物视为浅海陆棚环境沉积。

综上所述，浅海陆棚环境沉积物的识别标志主要包括：①陆棚砂泥质沉积物呈面状、板状或席状分布，单层为中薄层产出，砂体形态简单；②岩石中常含海绿石、鲕绿泥石、胶磷矿等代表正常盐度海水的广海环境下的自生矿物；③砂泥质沉积物中颗粒以石英和长石为主，岩屑颗粒和不稳定的矿物较少，颗粒分选性和磨圆度较好，成分成熟度与结构成熟度较高，泥质杂基含量低；④正常情况下，陆棚沉积物颗粒粒度分布与滨岸带的距离有一定的关联性。距离滨岸带越近，沉积物颗粒粒度越粗；反之，距离滨岸带越远，沉积物颗粒粒度越细。尤其是在正常浪基面之下，沉积物粒度更细，主要为粉砂质和泥质。陆棚上的微地貌对沉积物的粒度分布也有明显的控制作用。如凸起的沙滩和槽沟的水道相沉积物粒度相对较粗；⑤陆棚沉积物中沉积构造主要发育沙纹层理、水平层理、中小型斜层理、波痕等，其中交错层理以中小型为主，沙纹层理多以小型爬升沙纹层理、浪成沙纹层理为主。波痕可以是对称的，也可以是不对称的，甚至可以是干涉波痕。在风暴浪形成的“风暴岩”中可以出现冲刷面构造和正粒序构造；⑥陆棚沉积物中经常产各种海相生物化石，尤其是发育一些底栖型窄盐度的广海生物，如海百合碎片、珊瑚、腕足、有孔虫、苔藓虫和牙形石等；⑦陆棚沉积物中生物遗迹化石较丰富，尤其是发育水平虫孔和生物觅食遗迹化石。

3风暴岩沉积特征及识别标志

无论是现代还是古代海洋中，飓风和台风造成的海面风暴浪是一种非常普遍的自然现象。在飓风和台风形成期间，会引起大片海水面迅速升高，海水面流速迅速增大，海面波浪的传播深度也会急剧加深。根据研究，一个相当于10级左右的台风形成的风暴涌浪可使海水面升高5m，海水的流速增加好几倍，波浪传播的海水深度可达130m。一个12级台风影响的海水深度甚至可达200m（Ewing，1973）。风暴涌浪引起的悬浮沉积物搬运量通常超过正常情况的10倍甚至更高。风暴浪引起的涨潮流和退潮流可以产生海水密度流，向海或向陆方向流动的密度流可达几十千米甚至数百千米（Noward et Nelson，1983），并在深水陆棚区形成正粒序的风暴岩沉积。因此，陆棚环境下的风暴涌浪是产生陆棚密度流沉积的一种主要地质营力，它可以形成特殊的正粒序层和介壳生物层，以及丘状、洼状交错层理等沉积构造。风暴岩沉积在垂向沉积层序中形成与“浊积岩”相类似的剖面结构。

Ager（1973）最早提出“风暴岩”的概念，专指由风暴浪形成的风暴流沉积物组合。一个完整的风暴流事件对应于一个风暴岩沉积序列，沉积厚度从几厘米到几十厘米不等，一般不会超过1m，沉积序列具有粒度向上变细、层理变薄的正粒序结构。而完整的风暴岩沉积序列发育的沉积构造包括侵蚀冲刷面、正粒序层、丘状或洼状交错层理、浪成沙纹层理等（图5-20）。

图5-20 陆棚环境下理想的风暴岩沉积序列和沉积构造示意图

（据刘宝珺，1980）

一个风暴岩沉积序列主要由四部分组成：a风暴流形成的底冲刷及侵蚀作用面；b正粒序层和介壳生物碎屑的杂乱堆积层；c交错层理段，包括发育的平行层理、丘状或洼状交错层理、浪成沙纹层理等砂岩、粉砂岩；d泥岩层。

风暴岩序列的a-d段分别代表了一个风暴流从高峰期的冲刷、侵蚀到风力逐渐减弱，水体流态和沉积水动力从高能到低能的变化的沉积过程。最上部的泥岩层代表风暴流减弱或退却之后，风暴流形成的悬浮状细粒沉积物和非风暴期（平静期）悬浮沉积物形成粉砂质与泥质互层沉积，经常伴随有生物潜穴等遗迹化石。

由于风暴引起的海水搅动强度和波浪震荡水流运动强度是随着海水深度的增加而迅速减弱，因此，风暴流对浅水陆棚环境的影响远比深水陆棚要强，也就是说，浅水陆棚风暴岩比深水陆棚风暴岩要发育得多，但由于后期海水波浪对风暴岩的不断改造和破坏，使浅水陆棚中的风暴岩很难完整保存下来，因此，古代地层中保存下来的风暴岩往往发育在深水陆棚环境。

1海洋风暴沉积物类型及其特征

（1）风暴砾屑灰岩

在受海洋风暴巨浪控制的滨岸，浅滩以及潮下带上的沉积物均可受到强劲风暴潮流的袭击、冲刷和破碎，形成各式各样的风暴砾屑灰岩，这些风暴成因的砾屑以扁平状为特征。根据风暴作用对这些砾石改造和迁移距离可以划分为两种类型：

原地型风暴砾屑灰岩 这是一种扇形排列的片状砾屑灰岩（图8-41）。砾石扁片状，成分比较单一，主要来源于下伏沉积层。如其下伏沉积层为鲕粒灰岩，则主要由鲕粒灰岩砾屑组成；如其下伏沉积层为条带状泥晶灰岩，则砾石主要由泥晶灰岩构成。砾屑表面一般无氧化圈，无明显磨蚀现象，但时而有溶蚀现象。大部分原地型风暴砾屑灰岩呈颗粒支撑或部分基质支撑，为风暴潮就地冲击滨海或远滨带海底已固结碳酸盐沉积物使之发生破碎，并为不同方向的风暴浪挤压就地掀起和就地堆积而成的。原地型风暴砾屑灰岩层常呈透镜状夹层产于条带状灰岩和鲕粒灰岩层间，与下伏层面连续过渡呈平整接触，而与上覆地层的接触层面凹凸不平，并常形成特殊的云朵状轮廓和外貌（图8-41）。

图8-41 风暴砾屑灰岩的产出特征

（孟祥化，1983年素描于北京西山中寒武统；转引自何镜宇和孟祥化，1987）

异地型风暴砾屑灰岩 这是一种具菊花状或辐射状以至杂乱排列的片状砾屑灰岩。砾屑形状亦多扁片状，但砾屑成分较为复杂，有各种成因和相带的灰岩成分，如泥晶灰岩屑、砾屑灰岩屑、鲕粒灰岩屑、叠层石灰岩屑、生物碎屑等。这些混杂的砾屑间又常常有泥晶、粉屑等细粒组分呈基质支撑。砾屑和基质可以呈褐、红、黄、灰、灰绿等多种颜色，表明它们的形成经历了由氧化到弱还原介质的多种环境状态。异地型风暴砾屑灰岩与下伏沉积层没有直接的来源和环境过渡关系。风暴砾屑灰岩的物质组成复杂，主要都是潮坪浅滩沉积物，但是上下岩层都是较深的浅海沉积物，常是形成于正常浪基面以下静水条件的纹层状泥晶灰岩、条带状泥灰岩、次颗粒灰岩、含笔石和其他浮游生物的页岩。异地型风暴砾屑灰岩与下伏岩层界面呈冲刷接触，而与上覆岩层呈平行连续过渡接触，很少见有云朵状特征。异地风暴砾屑灰岩层的横向变化中，常见大量灰泥丘状体，并且在这些灰泥丘体上保留有明显被重力流截切顶面或截切侧壁现象。

异地型风暴砾屑灰岩属风暴重力流成因。它产出于较深浅海环境，而物质来源于浅海盆地的滨岸带或远滨带。它们是由风暴流成因的重力流再搬运进入浅海盆地深部而堆积的产物。这种风暴砾屑灰岩主要与浅海缓斜坡带有关，浅海缓斜坡常常是原地生物灰泥丘或生物丘的发育带，重力流通过缓斜坡带可将灰泥丘截切、冲蚀和掏蚀。

风暴砾屑灰岩与正常风浪在滨岸浅滩形成的竹叶状灰岩明显不同（表8-3）。

表8-3 三种不同海相成因砾屑灰岩沉积特征比较

（据孟祥化，1984）

（2）风暴再沉积复鲕粒灰岩

这一再沉积发生于潮下水深约几米处的鲕粒灰岩浅滩或前缓斜坡上。在风暴作用破碎、再沉积。这是一种1～10m 厚的块状弱层理再沉积鲕粒颗粒灰岩，普遍发育硬底（hard bottom）。

（3）风暴成因的具丘状交错层理的颗粒泥晶灰岩

这是一种受风暴波能形成的漩涡流和后漩涡流在底质上形成波状、纹层状的碳酸盐沉积类型，产出于浅海盆地正常浪基面以下至风暴浪基面之间的海底部位。构成丘状交错层理的物质是经风暴流搬运所提供的砂屑和粉屑以及泥质沉积物。在地层剖面上常出现在风暴浊积灰岩层序的中上部。

（4）风暴浊积灰岩

形成于风暴波能不能到达的海底，那里常常是风暴浊流作用和停积的场所。与地震触发斜坡形成的重力流相比，风暴成因的浅海盆地深部碳酸盐重力流密度比较小，能量和速度也小得多，一次浊流所能携带的骨屑砂屑、粉屑和灰岩只能形成很薄的递变层（1～3cm厚）。

2风暴流沉积的特点

（1）底面构造

这是风暴流沉积特征中最重要的标志之一，是在风暴高峰期，强劲的风暴浪对底部沉积掏蚀、冲刷所造成的侵蚀和充填构造。这些底模大小、规模、形态都与浊积岩的底模不同，常呈箱状和沟状，而且充填有粗粒和基质的沉积物，甚至还可以有纹理。因此，风暴岩与下伏地层呈突变接触。

（2）粒序层

如风暴开始衰退，则发生快速堆积，形成各种粒序层理。当颗粒从高密度悬浮液中沉淀时，同时受到重力和剪切力的作用。如果重力大于剪切力，颗粒按粒径和密度大小依次沉淀，形成正粒序层；如果剪切力大于重力，就形成反粒序层；如果剪切力等于重力，则形成无粒序层，即块状层。

在正粒序层中，如果含有贝壳，大部分贝壳平行于层面排列，一半以上的贝壳凸面朝上。由于快速沉淀，常在贝壳的下方形成孔隙。

（3）丘状和凹状层理

丘状和凹状层理是由风暴形成的特殊沉积构造，是由风暴浪形成的强有力的摆动水流或多向水流作用于海底床沙形成的。丘状层理的纹层在剖面上呈缓起伏的散开或收敛的形态，层序厚度和上凸幅度与风暴摆动力的强度成正比。

（4）沉积序列

风暴岩理想层序自下而上为粒序段、平行纹层段、沙纹交错层段。粒序段与下伏地层为侵蚀接触，由粗粒的陆源碎屑和碳酸盐岩组成，具有递变的特点，颗粒都是再沉积的，沉积速度高。平行纹层段是随着风暴强度的减弱和流体密度变小，风暴流的流体性质逐渐由密度流转换为牵引流时形成的。沙纹交错层段是由牵引流形成的，还可形成爬升纹理和丘状纹理，以丘状纹理最为典型，顶部常有蠕虫钻孔。风暴岩沉积序列的顶部，常为不具沉积构造的泥晶灰岩段，为风暴停息期所形成的沉积。理想完整的风暴岩层序在实际中少见，更多的是不完整的层序组合。

1评价目标

参照《海洋沉积物质量》标准（GB 18668—2002）中相应指标分级定值，评价滩涂、浅海沉积物环境质量现状。将沉积物质量分为3类，分别对应有相应的应用功能。

第一类，适用于海洋渔业水域，海洋自然保护区，珍稀与濒危生物自然保护区，海水养殖区，海水浴场，人体直接接触的海上运动或娱乐区，与人类食用直接有关的工业用水区。

第二类，适用于一般工业用水区，滨海风景旅游区。

第三类，适用于海洋港口水域，特殊用途的海洋开发作业区。

2评价指标

《海洋沉积物质量》标准共包括18项指标，从多目标地球化学调查实际测定指标出发（主要为重金属等元素含量、有机农药残留量），拟选择Hg、Cd、Pb、Zn、Cu、Cr、As、OrgC、六六六、DDT共10项指标作为参评因子。一些地区增加测定其他项目时，可参照《海洋沉积物质量》标准（GB 18668—2002）中相应指标分级定值进行评价。

3评价标准

海洋沉积物中无机元素、有机农药残留量分级标准见表7-4《海洋沉积物质量》标准。

表7-4 海洋沉积物质量标准

注：①除大肠菌群、粪大肠菌群、病原体外，其余数值测定项目均以干重计。②对供人生食的贝类增养殖底质，大肠菌群（个/g，湿重计）。③对供人生食的贝类增养殖底质，粪大肠菌群（个/g，湿重计）。

4评价方法

对照海洋沉积物质量标准，采用检出率、超标率等对沉积物质量进行初步描述。

可分别计算单项指标污染指数：

浙江省农业地质环境调查评价方法技术

式中：Ci为沉积物中某元素实测值；Si为沉积物质量标准。

在单指标污染指数的基础上，计算尼梅罗综合污染指数：

浙江省农业地质环境调查评价方法技术

式中：I综为多指标综合污染指数；IMax为参评的n个指标中单指标污染指数最大值；IAver为参评的n个指标中单指标污染指数平均值。

任何一块由沉积而形成的岩石都凝聚着大量的信息，这些信息可以反映岩石形成时的沉积环境，被称为“沉积相”。

沉积相是指一定的沉积环境及在此环境中沉积的沉积岩（沉积物）特征的综合。换言之，沉积相包括了沉积的自然地理条件，如海、陆、湖沼、冰川、沙漠等的分布和地势的高低，还包括气候的冷、热、干旱、潮湿等以及沉积时的构造背景是隆起还是坳陷（凹陷），沉积时期水介质，地球物理和地球化学条件。由于这些条件的不同，沉积物就表现为不同的类型，为区别它们就引入沉积相概念，以便展现其在时间上和空间中的分布。 岩石的岩性特征（如岩石类型、颜色、成分、结构等）以及古生物、地球化学特征，它们被叫做相标志，用以区别不同的相类型。

“海相”是海洋环境中形成的沉积相的总称。根据形成的海水深度与在海洋中的位置可以分为滨岸相、浅海陆棚相、半深海相和深海相。“陆相”是在陆地的自然地理环境下形成的沉积相的总称，包括湖泊相、河流相、河湖过渡相、沼泽相以及火山沉积相。

一提到海相沉积，人们就想到浩瀚无边的大海。的确，海的规模是湖无法相比的。此外，海水的盐度高，是咸的；而地质历史中绝大多数湖泊盐度低，是淡水，只有少部分湖泊盐度较高。海洋有潮汐作用，而湖泊没有。湖与海的诸多差异导致了湖相沉积与海相沉积有很大的区别。

（1）沉积规模的差异：海相沉积的规模大，同一个相带分布范围一般都很大，例如奥陶纪的海相沉积分布在华北，其可对比性要比当地后来形成的湖相沉积地层大得多。

（2）湖相沉积以碎屑岩为主，碳酸盐岩沉积不到1%，而海相地层中碳酸盐岩的比例较大。在我国华北地区广泛发育浅海碳酸盐岩沉积，范围可达几十万平方千米。湖相沉积的规模小，相带分布范围窄，湖盆面积大者万余平方千米，小者不足数百平方千米。

（3）海相碎屑岩的成分较单一，结构较简单，以分选好的石英砂岩为主。而湖相碎屑岩的成分复杂，结构差异大，既有分选好的石英砂岩，又有分选差的长石砂岩或岩屑砂岩。

（6）海相沉积受全球海平面变化影响，即海相沉积全球具有可对比性。湖泊沉积不受全球海平面变化的影响，而受构造、气候、物源供给的控制，地层仅在湖盆内可以对比，与其他湖盆的可对比性很差。

此外，还有介于海相和陆相之间的“海陆过渡相”，比如三角洲相、湖相、障壁岛相、潮坪相等等。

人们知道了自然界中沉积岩的分布规律，再掌握了各种矿藏的分布特点，就能够预测到哪里可能埋藏着石油、天然气和煤等等。

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