《障壁岛、泻湖、潮坪和河口湾相》由会员分享，可在线阅读，更多相关《障壁岛、泻湖、潮坪和河口湾相（8页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。
1、295 第二十一章障壁岛、泻湖、潮坪和河口湾相第一节沉积环境和沉积作用一、沉积环境泻湖、障壁岛、潮坪、河口湾相位于海陆过渡区，和三角洲一样，同属于海陆过渡相组（图 21-1） 。它们是一个综合的沉积体系，其关键环境是障壁岛。障壁岛是指“海浪造成的长而低的、狭窄的沙岛”。这个定义的实质是障壁岛综合沉积体系中有三种主要沉积环境，即潮下到露出水面的堡堤海滩、堡后区域或潮下潮间泻湖、潮下潮间三角洲和进潮口潮道体系（图21-1 ） 。堡岛体系平面延伸范围及其产状都取决于潮差以及潮流作用与海浪作用的相对重要性。它一般呈长条状或岸状平行岸线延伸，长达几公里至几百公里，宽数百米至数公里。堡岛体系可发育于不同的
2、背景和波侯中，当今世界岸线的10-13%处存在堡岛体系。堡岛体系的成因一般认为有三种：海底砂洲向上堆积；沙嘴平行海岸向前推进并被潮口截成几段； 沿岸海滩沙脊的沉没。实际上， 堡岛体系常常是综合成因的。利于堡岛体系形成的条件有：对于滨岸有稳定的砂供给，这些砂可由河流直接带入或由沿岸迁移作用带来；以低 - 中或高的波浪能量为特征的水动力条件，但是潮差不能太小，以小、中潮差为宜。小潮差（4m ） 。新月和满月时潮差最大，而当月球和太阳与地球三者成直角关系时，潮差最小。潮汐流是波动变化的。在高水位和低水位时无潮流，涨潮时从低水位往上升，流速逐渐增大，到最大值后又逐渐减小，到达高水位时，流速等于零。落潮
3、时水面从高水位往下降，流速又逐渐增大，到最大值后又逐渐减小，到低水位时，流速等于零。由于潮流强度变化很快，方向也有变化，故床沙形体的类型也不断变化，所有床沙形体都是最大潮流时的产物，并受到潮流减速的影响。障壁岛复合沉积体系的沉积作用主要依赖于不同沉积环境的水动力作用方式。在障壁岛向陆一侧的泻湖地区，受涨潮和退潮作用影响，沉积作用主要发生在潮下带和潮间带。障壁岛常被潮水切割成数段，在进潮和退潮口处，发生侧向加积作用，形成涨潮及退潮三角洲。障壁岛向海一侧，主要受广海波浪的冲刷作用，形成前滨和临滨沉积。障壁岛自身由于出露水296 面，常受到风的改造，形成风成沙丘沉积（图21-1） 。第二节 障壁岛、
4、泻湖、潮坪和河口湾沉积特征一、障壁岛沉积特征障壁岛海滩体系沉积亚环境有临滨、前滨、后滨沙丘以及越过障壁岛的漫冲积坪（图21-2 ） 。临滨下部由非常细粒的砂、粉砂组成，面状的纹层常被生物扰动破坏；临滨中部由较纯净的中细砂及介壳组成，发育低角度楔状和槽状交错层理。前滨由冲洗干净的、分选良好的砂砾岩构成，发育冲洗层理。后滨沙丘沉积物多为细粒砂岩，发育风成的中小型槽状交错层理以及植物根构造。在障壁岛向泻湖一侧，可存在由风暴浪越过障壁岛形成漫冲积扇沉积物，它们由中细砂组成，发育前积斜层理和水平层理，并呈薄层舌状或席状延伸到泻湖之中。障壁岛相岩体形态呈与海岸平行的狭长带状，笔直或微弯曲， 甚至具微弱分支
5、。据现代障壁岛调查， 其长度一般几公里至几十公里，宽数百米至数公里，厚数米至数十米。剖面上呈底平顶凸的透镜状。当海平面相对稳定、沉积物连续供给并且下沉速度适当的时候，障壁岛向海方向推进 （图21-2 ） ，形成下细上粗的反韵律沉积，沉积层理的规模向上增大，沉积厚度具减小的趋势。图 21-2 美国加尔沃顿岛横剖面和垂向序列（据戴维斯，1971）二、潮道和潮汐三角洲沉积特征在障壁岛之间， 潮道是联系障壁岛后泻潮和海洋的通道，受垂直和斜交障壁岛的潮流作用影响， 潮道和潮汐三角洲沉积物被形成（图 21-1） 。 涨潮三角洲和潮道沉积很少受海浪和风力的影响，退潮三角洲和潮道受沿岸流和海浪的影响。1、潮道
6、潮道沉积主要是由侧向迁移作用形成的（图 21-3 ） 。进潮口迁移的方向和速度受沿岸沉积物补给量大小的控制。由于沙嘴在进潮口迁移上方一侧的堆积作用，从而使障壁岛横向延伸，同时潮道迁移的另一侧发生相应的侵蚀。潮道的沉积厚度若不受侵蚀破坏的话，将与进潮口的深度相等。图 21-3 平行岸线的表示潮道侧向迁移的剖面图（据麦克卡宾，1965）潮道迁移形成的潮道充填沉积物具有下列沉积特征：以介壳沉积砾石组成的粗粒沉积物作为标志的侵蚀底面；由双方向的大型平面状交错层理组成的深潮道和砾石沉积物，这种交错层向大海方向倾斜的略多，并且与中小型的槽状交错层间互；由平行纹层和中小型双向槽状交错层组成的浅潮道沉积物；粒
7、度向上变细，交错层系厚度向上变薄（图 21-4 ） ，一般认为，平面状交错层是在退潮为主的潮道水流作用下的沙波沉积，而槽状交错层则是潮流较强和水流方向交替变化情况下的波痕沉积。297 图 21-4 美国纽约火岛进潮口垂向沉积序列（据库玛，1974）2、潮汐三角洲潮汐三角洲系潮流道口侧方堆积形成的沉积体，它的形态是不太规则的，这主要取决于潮差、风浪强度和沉积物补给的情况，但象图21-1 所描绘的基本地貌形式是清楚的。潮汐三角洲可进一步细分为涨潮和退潮三角洲。退潮二角洲受波浪、潮流、沿岸流、沉积物供给等多种因素的综合影响，目前还难以用一个具体序列来描述它的特征，它与涨潮三角洲的主要区别是发育多方向
8、的交错层。涨潮三角洲以发育平面状交错层理和槽状交错层理为特征。它的沉积序列自下而上是：底部与涨潮有关的平面状交错层；成互层的、面向大海的槽状交错层和面向陆地的平面状交错层，代表了退潮屏障发育之前的沉积作用；交错层系厚度向上变小，序列的厚度大约为 10 米。上述可见， 涨潮三角洲与潮道充填沉积物的垂向序列具有一定的相似性，这给我们识别古代涨潮三角洲和潮道沉积砂体带来了困难。此时，应重点考虑它们的几何形态以及它们与周围岩相的地层关系。三、泻湖沉积特征泻湖是为海岸所限制、被障壁岛所遮拦的浅水盆地。它以潮道与广海相通或与广海呈半隔绝状态，现今海岸的13属障壁型海岸，在障壁岛的背后一般均有泻湖。泻湖中波
9、浪作用较弱，其环境相应地变得安静、低能，沉积物以细粒陆源物质和化学沉积物质为主。 障壁岛的遮拦、 泻湖水体的蒸发、淡水的注入等，都将使泻湖的含盐度高于或低于正常海水， 这是泻湖环境的一个重要特点。盐度的变化引起了生物群的变异，与正常盐度的海洋相比， 泻湖中生物群的种属和数量都急剧减少，且个体小， 壳变薄， 以广盐性生物最发育，这是泻湖环境的又一重要特点。1、淡化泻湖相在潮湿气候区，注入泻湖的淡水（河流汪入或大气降水）大大超过蒸发量，泻湖水面就变得比海水平面高，引起泻湖上部水体经人潮（出潮）口进入海洋，如此长期外流，泻湖水体又不断有淡水补给，逐渐发生淡化作用，形成淡化泻湖。淡化作用从表层开始，逐
10、渐向深处发展。当泻湖水体较浅时，可以发生完全淡化。当泻湖深度和入潮口深度较大时，淡化作用发展到一定深度，海洋与泻湖中的水体因密度的差异产生从海洋向泻湖的反向底流，从而使底部保持密度较大的咸水。泻湖水体淡化发育到一定程度，出现上部水体轻而淡，下部水体重而咸的双层结构，致使水体的垂向循环减弱以至停止，下部逐渐乏氧， 厌氧细菌大量繁殖并使硫酸盐还原而产生H2S，使下部形成还原环境。淡化泻湖相的沉积特征可归纳为以下几点。（1）岩石类型：以钙质粉砂岩、粉砂质粘土岩、粘土岩为主。粗碎屑岩极少见，仅在较大泻湖中呈夹层出现，多是由强烈风暴带人泻湖的砂质沉积而成。可见方解石、 铁锰结核、二氧化硅沉积矿物。当泻湖
11、底部出现还原环境时，可形成黄铁矿、菱铁矿等自生矿物。岩石常因分散状黄铁矿的浸染而呈现暗色或黑色。泻湖若为碳酸盐沉积时，则以泥晶、 微晶石灰岩及白云岩、含泥石灰岩为主，高能环境下形成的颗粒石灰岩较少见。（2）沉积构造：因泻湖是安静的低能环境，故交错层理一般不发育。若有波浪作用，可发育缓波状层理、水平波状层理及对称或不对称波痕。虫孔少见，偶见干裂。（3）生物化石：与海相相比，生物化石种类单调。适应淡化水体的广盐性生物，如腹298 足类、瓣鳃类、苔藓类、藻类等数量大为增多。正常海相生物在淡化泻湖中常发生畸变，如出现个体变小、壳体变薄、具特殊纹饰等反常现象。当泻湖底部有H2S存在时，往往使生物群绝迹，
12、特别是当大的底栖生物全部灭绝时，则可作为古代泻湖被H2S污染的有力证据。滨海平原区的淡化泻湖，在潮湿多雨的气候条件下，因河流的注入、 沉积物的淤积、植物的繁殖而逐渐沼泽化，形成沼泽化泻湖。它是泻湖向沼泽演化的过渡类型，也有人称之为“滨海沼泽” 。其沉积特征与淡化泻湖基本相同，所不同者是它常含有煤层，可形成储量巨大的近海煤田，如我国河北峰峰煤田及山西太原煤田均属此类。2、咸化泻湖相在炎热干旱的气候条件下，泻湖缺乏大量淡水注入，水体的蒸发量大大超过注入量，使泻湖水面低于海洋水面，海水不断向泻湖流动，并不断蒸发和浓缩，含盐度逐渐提高而变成咸化泻湖。泻湖水的咸化亦首先从表层开始。表层水因蒸发量大而浓缩
13、咸化，密度逐渐增大。 由于白天温度高、 蒸发量大， 可在表面保持较浓的咸水；到夜晚， 尤其在冬季的夜晚，温度下降，盐度高的表层水因密度大而下沉至底部，盐度低而密度小的水上升至表层。如此天长日久，就形成了上部水体咸而重、下部水体更咸更重的双层结构。泻湖水体的垂向循环也因此而减弱以至终止，造成底部的乏氧条件，厌氧细菌分解硫酸盐向产生H2S，形成还原环境。在人潮口深度较大的情况下，也可产生泻湖下部重而咸的水体向海洋派动的反向底流。咸化泻湖相的沉积特征可归纳为以下几点。（1）岩石类型： 以粉砂岩、 粉砂质泥岩为主，并可夹有盐渍化和石膏化的砂质粘上岩，几乎无粗碎屑岩沉积，可出现石膏、 盐岩夹层。 膏盐类
14、沉积是咸化泻湖的重要特征之一，泻湖若为清水沉积时，则主要是石灰岩、白云岩， 并夹石膏及盐岩层，可出现大青石、 硬石膏、黄铁矿等自生矿物。（2）沉积构造： 泻湖环境安静， 一般多出现水平层理及塑性变形层理，斜层理不发育。盐类沉积中可见周期性溶解作用所引起的“冲刷面”。可见盐类假晶及泥裂。（3）生物化石：生物种属单调，以广盐性生物最发育，特别是腹足类、瓣鳃类、介形虫等，数量大力增加。适应正常盐度的生物，如珊瑚、棘皮类、头足类、大多数腕足类、苔藓虫等全部绝迹。当盐度增高至一定限度时（一般不超过55.5 ） ，大生物即行灭绝。四、潮坪沉积特征潮坪又称潮滩， 发育在波浪能量低的、具明显潮汐周期 （大中潮
15、差） 的平缓倾斜的海岸地区，或形成于沿岸海岸、泻湖、河口湾和受潮汐影响的三角洲沉积地区。一般来说，潮坪是由被潮道和潮沟所切割的平原组成的。它可分出潮上带、潮间带和潮下带。然而构成潮坪的主要部分是潮间带，也称潮间坪， 因为潮坪区地形坡度极为平缓，潮坪上潮汐水位升降的幅度（即潮差）一般为23m ，最大可达1015m ，故在平面上可出现相当宽阔的潮间带。如德国北海潮坪的潮差为2.4 4m ，其潮间带可达7km 。在潮间坪的高潮线附近，是一个低能环境，泥质沉积为主，称为“泥坪”或“高潮坪”；低潮线附近能量高，以砂质沉积为主，称为“砂坪”或“低潮坪” ；二者之间的过渡地带，能量中等，具砂泥质沉积，称“混
16、合坪”或“中潮坪” 。潮坪的潮上部分称潮上坪，发育为沼泽和盐坪。潮坪的潮下部分主要为潮汐水道、 水下砂坝和砂滩所占据。潮坪上由于潮汐水位的升降而形成潮流。潮流的运动和冲刷使潮坪出现大量的潮渠和潮沟，它们向陆地出现分叉，形若树枝状。 潮流的流速一般为3050cms。在潮渠或潮汐水道内流速可达1.5ms。这是潮坪环境中能量最高的地区。潮流的运动和冲刷作用是潮坪上层理、波痕等各种沉积构造形成的重要原因。潮坪沉积也可分为浑水和清水两种沉积类型。前者以陆源碎屑沉积为主，后者以碳酸盐沉积为主。关于清水潮坪将在碳酸盐沉积相中介绍。299 1、沉积特征（1）岩石类型浑水潮坪以粘土岩、粉砂岩、细砂岩为主，砾岩极少见。在平面上，由海向陆，沉积物粒度呈由粗变细的带状分布。在潮下带的潮汐通道内，因潮流作用强、 能量高， 沉积物以砂为主，形成水下砂坝、砂滩，并常富含生物介壳和泥砾，潮问坪上，从海向陆，由较纯的砂质沉积过渡为泥质沉积（图21-5 ） 。从而形成了砂坪、砂泥混合坪和泥坪。潮上坪若发育有沼泽，可有泥岩沉积，干旱气候带的潮上坪可形成盐沼、盐坪，可有石
