浅海陆棚沉积环境及沉积相

　　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。

浅海环境一般指正常浪基面以下至水深200 m之间的较平坦的广阔浅水海域，平均坡度一般只有几分，最大不超过4°。
浅海环境的水动力作用复杂而多样，包括洋流、波浪、潮汐流及密度流等。它们的综合作用使浅海环境的海流系统在性质、强度和流向上变化都很大。但是，在正常情况下浅海环境水流速度是比较缓慢的，对沉积物表面不会产生重大影响。强风暴时强波浪能影响到海底，可使沉积物呈悬浮状态向海中搬运几十公里。另外在狭窄海和海峡的陆棚中潮汐流、密度流和其他气象海流的流速可达150 cm/s以上，也可引起沉积物的侵蚀和搬运。
（一）过渡带沉积
过渡带是海岸临滨与浅海之间的过渡沉积区。临滨带与过渡带之间的界线通常以坡度的突变来划分，临滨带的陡坡向下坡度变缓时即进入过渡带。过渡带的平均坡度一般只有几分，水体的深度取决于海岸能量。海岸能量越低，过渡带的深度愈小。过渡带上界水深的变化在2～20 m之间，平均8～10 m。过渡带沉积物通常为粘土质粉砂和粉砂，在强风暴期，也可沉积砂质层。
过渡带生物的个体和种类极为繁多，生物扰动构造也极为发育，有时会严重破坏层理构造，形成均匀层理。
（二）浅海陆棚沉积
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10～20 m以下至水深130～200 m左右，坡度较缓，平均坡度只有几分，一般不超过4°。
1.现代浅海沉积物类型及其来源
现代浅海沉积物按成因主要分为两种类型。
（1）残留沉积
残留沉积是海进以前，在海岸或陆上形成的沉积物，后来随着海进沉入现代浅海底，未被其他新的沉积物覆盖或改造，仍保持着原来沉积环境下的面貌。它们与目前所处的浅海环境不相适应。如滨外浅水地区出现风成沙丘的残留沉积。残留沉积物占浅海沉积的50%～70%。
（2）现代沉积
现代沉积是全新世海进期间形成的沉积物。这类沉积物的特征与其目前所处的沉积环境相一致，如热带浅海形成碳酸盐岩及生物礁沉积。浅海现代沉积可分为碎屑沉积、生物沉积、火山碎屑沉积及自生矿物沉积，其中以碎屑沉积为主。碎屑沉积物主要由粉砂质粘土组成。浅海陆棚的泥质沉积主要来源于河流的细粒悬浮物质。现代陆棚砂主要是残留成因的，有些砂层是由潮汐流、风暴流、密度流以及洪水流等作用直接造成的。在陆源碎屑物质补给缺乏的热带或亚热带地区，则发育有生物和生物碎屑成因的碳酸盐岩陆棚沉积。局部地区火山沉积和风成沉积物也是重要的物质来源。还有一些自生沉积，主要是海绿石和磷灰石等。
2.影响陆棚浅海沉积物性质的主要因素
沉积物补给的类型和速度 浅海陆棚上的沉积物是通过河流、冰川、风的作用来自毗邻的大陆，其中以河流作用为主。河流搬运到浅海的大部分是细粒悬浮物质。浅海陆棚上沉积的粗碎屑主要是潮汐流、风暴回流从临滨带搬运而来的。残留沉积物只发生在海进的开始阶段，以后将被完全改造并被细粒沉积物所覆盖。临近火山活动区还有火山物质混入。在局部地区，风成沉积物也可提供重要的物质来源。
水动力状况 浅海陆棚地区水动力状况复杂多变，对沉积物分布起主要作用的是潮汐流和风暴流。
海平面变化 海平面变化通过水深变化影响海底水动力能量。 海平面变化还决定了大陆侵蚀基准面的变动，从而决定了河流供给沉积物的数量和速度。海平面长期的波动决定着浅海沉积垂向层序的结构和沉积相带的空间布局。
气候 气候主要是通过对内陆的影响控制浅海陆棚沉积。 气候决定了风化、侵蚀的类型和速度，从而影响搬运到浅海中的沉积物类型。气候也决定向海搬运沉积物的方式——水、冰或风。
生物作用 生物的遗体可以直接参与沉积物的组成，还有生物扰动构造，生物遗迹的大量出现也可以影响沉积物特征。
化学作用 浅海水化学作用主要参与自生矿物，如海绿石、鲕绿泥石、磷块岩等的形成过程，在海底胶结和成岩过程中具有重要意义。
3.浅海陆棚的沉积特征
浅海陆棚的沉积特征包括：①沉积物主要是粉砂质泥，部分为粉砂，粉砂级沉积常是在强烈风暴期形成的，称为“风暴砂层”，呈块状或具粒序层构造；②沙体包括海岸沙体的再改造沉积物，矿物成熟度和结构成熟度高，化学胶结，分选性好，磨圆度高，颗粒/杂基比值高，常含海绿石、生物碎屑和胶磷矿等，发育交错层理、对称和不对称波痕，还有少量冲刷和沟槽充填构造；③生物丰富，常沉积于陆棚上的浅水盆地内；④海绿石、鲕绿泥石和磷灰岩是陆棚沉积中重要的自生矿物，海绿石是冷水矿物，主要形成于深度为10～1800 m的海水中，鲕绿泥石为暖水矿物，主要形成于热带地区水深为10～150 m的海水中，大量磷块岩形成的最有利的水深是30～300 m。
4.风暴流沉积
在海岸和开阔的浅海陆棚中，台风和飓风引起风暴潮可造成大片海面升高、海面流速增大，波浪传播的深度增加，破坏正常气候条件下形成的沉积物，并堆积形成风暴流沉积。
（1）形成机理
风暴流沉积是由季节性台风和飓风引起的风暴潮产生的。强大的风暴潮所能影响海底沉积物的深度可达几十米。在特大风暴期，波浪传播的深度最大可达200m，使海面升高5～6m。风暴潮的强大动力冲刷着沿岸和近岸沉积。当风力减退时，会产生一个向海流动的密度流携带着大量呈悬浮状态的沉积物向海搬运（图8-15）。这个高密度流冲刷海底，可以形成明显的侵蚀面和冲刷痕。在正常浪基面和风暴浪基面之间，由于风暴浪仍然影响到海底，并且从密度流中发生沉积作用，结果形成丘状交错层理砂岩。密度流流入风暴浪基面之下，则形成具有鲍马序列的正常浅海浊积岩。
（2）沉积相序列
风暴沉积特征与风暴作用的过程有密切的关系。一个风暴层的沉积层序代表从风暴高峰到风力减弱、流态从高能变为低能条件下的沉积。在风暴活动的不同阶段，发生着不同的沉积作用，形成不同的结果。一次完全的风暴过程可以形成具有一定规律的垂向层序。一个理想的风暴层序自下而上的特点如下（图8-16）：

图8-15 风暴流形成图解

（据Noward和Nelson等，1983，转引自王良忱、张金亮，1996）

图8-16 风暴流沉积的理想沉积序列模式

（据R.O.Kreisa和R.K.Bambach，1982，转引自王良忱、张金亮，1996）
侵蚀底面 在风暴作用的高峰期，波浪传播的深度增加，水体中携带的大量泥砂随风暴潮向海外搬运，并强烈冲刷海底，形成明显的冲刷面。侵蚀面与下伏正常天气时形成的细粒陆架沉积物呈突变接触。
粗粒滞留层 如果风暴区有粗粒物质，如砾石、泥砾、介壳等，则在冲刷面上形成风暴高峰期底部的粗粒滞流沉积，它们是被风暴簸选残留下来的滞留物。介壳层常具有优选方位，多数呈凸面向上平行层理排列的组构。
粒序层 在有些剖面中，介壳层不发育或没有，侵蚀面上直接出现的是粒序层块状砂岩，尤其是在风暴浪基面以下的剖面中非常普遍（图8-17）。粒序层是由风暴流形成的浊流沉积而成的，皆为向上变细的正向递变层理。
纹层段 风暴高峰期过后，随着海水能量的逐渐衰减，水体中携带的物质大量堆积下来，沉积物自下而上出现粒度变细的递变层理。纹层段与风暴高峰期的粗粒滞留沉积共同构成层偶，二者之间的界线是突变的。纹层段主要由细砂及粉砂组成，常出现小型板状、波状交错层理，以及丘状交错层理，向上逐渐过渡为爬升波纹层理。最后风暴停止，悬浮物质最终成雾状沉积下来，形成水平纹层。风暴流沉积最典型的层理是平行层理和丘状交错层理。

图8-17 具粒序层的风暴沉积层序

（据P.J.Brenchley，1985，转引自王良忱、张金亮，1996）
泥岩段 风暴完全停息后，陆架已恢复到正常天气时的状况，沉积物主要是风暴期悬浮最细粒的沉积物和非风暴期悬浮沉积物，常常为细粉砂和泥。这时底栖生物又重新定居在海底，对底质强烈扰动。
总的来说，风暴沉积层序表现为一个向上变细的旋回，与浊积岩类似。
（3）风暴流沉积的侧向变化
沉积物在不同部位有不同的特点。风暴在近岸浅水地带比在深水地带强。所以风暴岩有近源和远源之分（图8-18）。近源风暴沉积粒度较粗，厚度较大，滞留层较发育。粒序层段常以生物碎屑灰岩或砂屑灰岩为主，贝壳层主要是腕足和双壳类，底部侵蚀充填构造发育，并有浅水道沉积。远源风暴岩以细粒沉积物为主，层薄，底界明显，但底部侵蚀构造不发育。

图8-18 风暴岩特征的侧向变化

（据T.Aigner，1982，转引自余素玉、何镜宇，1989）
（4）风暴流沉积与浊积岩的区别
风暴流和浊流都是密度流，均形成向上变细的序列。风暴流是风暴浪和风暴的退潮流，而浊流只有密度流的流动作用。二者的区别如下：①风暴岩的粒序层厚度不均匀，粒序层与平行层段间的粒度是突变的，浊积岩的粒序层厚度均匀，侧向延伸远，变化有规律，粒序层与平行层段间的粒度是递变的；②风暴岩中有波浪作用形成的丘状交错层理，这是风暴岩区别于浊积岩的一个重要标志；③风暴岩中缺少槽模，而具有侵蚀充填构造，浊积岩的底面印模构造主要为各种槽模和工具模；④风暴岩的粗粒滞流沉积无粒级递变现象，而浊积岩鲍马序列的底部普遍见粒级递变现象；⑤风暴岩主要出现在浅海陆棚环境，而浊积岩主要出现在深水环境中。
5.陆棚浅海沉积的主要识别标志
①以暗色粉砂质泥岩和泥质粉砂岩为主；②含有正常海洋生物化石组合，如有孔虫、放射虫、棘皮动物、珊瑚等及其有关生物碎屑；③砂岩中具对称或不对称波痕、交错纹理、丘状交错层理；④砂岩的成分成熟度较高，其成分以石英和长石为主，很少含泥质碎屑及其他不稳定矿物。

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。