海相沉积 海相沉积模式与沉积相
现代海洋根据海底地形和海水深度，可进一步划分为滨海（潮汐带）、浅海（陆棚或陆架）、半深海（大陆斜坡）及深海（大洋盆地）（图4-3）。
图4-3 海洋沉积地形和环境划分示意图
（据 Heckel，P.H.，1972）
地史时期，由于滨浅海环境经常交互出现，目前地质文献中对碎屑岩和碳酸盐岩分别采用不同分类方案，下面按照两种岩类分别予以介绍。
1.碎屑型滨海沉积相类型
滨海带 是指在正常波（浪）基面以上的海岸地区，也称滨岸沉积环境。受海岸地形特征影响其宽度变化较大，水动力条件变化也大，波浪和潮汐作用十分活跃。一般根据地形及水动力状态，区分为有障壁和无障壁两类海岸。
砂坝和澙湖 波浪作用强烈的滨海带，由于海浪和风暴浪的作用，水动力条件较强，面临开阔的大洋，则形成海滩砂沉积，也有些海岸地带具有露出高潮面的平行海岸的狭长砂体构成砂坝。它们是高能环境下的产物，由分选好的纯净石英砂组成，发育双向交错层理、冲洗交错层理和向海缓倾斜的交错层理。具砂坝的滨海地区，在砂坝与海岸之间则为澙湖，发育广盐度生物群。在潮湿气候条件下淡水注入量较多时，这些滨岸小澙湖可成为滨岸沼泽，若其中生长植物则可形成泥炭沉积。与广海连通不好的海湾或澙湖，在干燥气候条件下，由于蒸发量大，可发展为咸化海湾或澙湖，产生白云岩、硬石膏、石膏及岩盐沉积。
潮坪 在潮汐作用为主的平坦泥砂质滨海地带形成潮坪沉积，其沉积物组分视陆源碎屑供应的多少而定。潮汐作用为主的滨海带又可划分为潮上带、潮间带和潮下带。潮上带处于平均高潮面以上，大部分时期出露于水面，仅在最高潮时被潮水覆盖。因此以砂、粉砂和泥质沉积为主，沉积物中可见泥裂、雨痕、晶痕等暴露标志，可见陆生动物和鸟类足迹。潮间带处于平均高潮面与平均低潮之间海水反复进退的地区，水动力最强，发育双向交错层理和透镜状、脉状及波状层理，以及垂直层面的潜穴等水下标志，也有暴露标志，生物介壳多破碎并常形成介壳滩。潮下带则是平均低潮面与浪基面之间的地带，始终被海水淹没。在潮下高能环境，由于波浪的强烈扰动作用，多形成石英砂岩，常见交错层理、水流冲刷面和波痕。由于水较浅，含氧量和透光性好，营养充分，窄盐度底栖生物大量繁殖。在潮下低能环境，以细粒粉砂和泥质沉积为主，发育水平层理和水平波状层理，以广盐度生物如双壳类、介形虫等为特征。
2.碎屑型浅海沉积相类型
浅海区处于浪基面以下向外海延伸的海水深度不大（一般＜200m）的海域，即陆棚或陆架地带。现代陆棚平均宽75km，坡度小于4°。但古代的陆棚浅海由于海岸的迁移，宽度可达数百公里。影响浅海陆棚沉积的海流主要是潮汐流和受气象因素控制而产生的风暴及洋流。陆棚沉积常以泥岩、页岩、粉砂岩为主，与中一细粒砂岩成不规则的互层，泥岩中夹有薄层粉砂、砂、贝壳层和生物碎屑灰岩，发育丰富的窄盐度底栖生物，如珊瑚、腕足、棘皮、苔藓虫和某些钙质有孔虫等，化石保存完整、分异度高，遗迹化石也很丰富，以啮食和觅食迹为主，如 Zoophycus（动藻迹）、Cruziana（克鲁斯迹）、Chondrites（丛藻迹）等。
浅海陆棚沉积中常出现风暴流沉积。风暴流是短暂的强风（飓风、台风）造成的强海流事件。当风暴浪发生时，原正常浪基面下形成的沉积物受到冲蚀，形成侵蚀面，并有砾屑滞留；同时风暴浪还将沉积物卷起，形成具密度流和重力流性质的风暴流，在粗碎屑沉积物中形成粒序层理。风暴浪开始减弱时，细粒沉积物在风暴浪导致的底流影响下形成丘状和洼状层理，再逐渐变为波痕纹理。风暴停息后又沉积泥质悬浮物，构成无风暴浪影响的“背景沉积物”。
3.碳酸盐型滨浅海沉积相类型
以碳酸盐沉积为主的滨浅海，一般具有由碳酸盐缓坡向台地演化的浅水碳酸盐沉积特征。
碳酸盐缓坡 是指从岸线向盆内缓慢倾斜底斜坡（通常坡度不足1°），在较深水的低能环境之间一般无明显的坡折，波浪搅动带（或最高能量带）位于近岸处。当碳酸盐缓坡存在时，自近岸至远岸一般由潮坪沉积、澙湖沉积的鲕粒或团粒浅水碳酸盐岩横向相变为较深水泥质粒泥灰岩或泥灰岩沉积，其中含各种完整的广海生物群化石。在垂向剖面上，可与斜坡或盆地环境的深水灰岩或具水平层理的页岩等构成沉积组合序列。现代波斯湾著名的萨勃哈（即被盐浸透之意）沉积，就是处于炎热干旱气候、海岸地势平坦、水面很浅条件下的碳酸盐潮坪沉积，形成了大量自生蒸发盐如石膏、硬石膏、岩盐等，沉积物广泛白云岩化，并在沉积过程中由于淡水淋滤作用使蒸发岩、膏盐被溶解而形成塌陷角砾岩层。
碳酸盐潮坪 碳酸盐潮坪中潮上带沉积以发育雨痕、雹痕、泥裂、鸟眼构造为特征。潮间带则发育藻纹层及藻叠层石，当未完全固结的碳酸盐沉积被风暴浪打碎并滚动磨圆，暴露地表时，往往形成氧化圈，然后在水下再被胶结形成竹叶状构造。潮下带高能环境下则形成由鲕粒、生物碎屑及内碎屑组成的亮晶粒状灰岩（grainstone），常见交错层理、冲刷面和波痕，有时也有藻叠层石发育，大量底栖生物繁殖，一些造礁生物也大量生长。潮下带低能环境下则以泥晶灰岩沉积为主，其中发育水平层理和波状层理。
生物礁和碳酸盐台地 在碳酸盐缓坡的浪基面与水下斜坡的交截区域，有利于形成生物碎屑砂坝和生物营造的地形上凸起的初期碳酸盐建隆，碳酸盐缓坡开始转变成碳酸盐台地。由于在台地边缘碳酸盐生产率极高，又由于水较浅透光好，氧含量和营养充分，生物大量繁殖，一些造礁生物如群体珊瑚、层孔虫和藻类等，则形成生物礁（具有生物建造的抗浪骨架的碳酸盐建隆）。当造礁生物生长速度明显地大于周围沉积物的沉积速度时，生物礁就逐渐成了一个连续不断地水下高地，从而导致内外陆棚地分隔。这样，生物礁（晚期碳酸盐建隆）就起到了障壁作用，并直接影响着周围水体的能量、含氧量、温度、含盐度以及生物的生长。同时也增加了碳酸盐台地边缘地形的起伏，并使边缘变得更陡。当生物礁进一步向上和向前营造和加积时，可生长到海面，并在向海的方向形成坡度为几度至几十度的边缘，而进入深水盆地。至此，就形成了镶边碳酸盐台地。这是一种浅水台地，具有水平的顶和陡峻的边缘，常发育于低纬度陆棚地区。各种造礁和附礁生物异常丰富，并形成具交错层理的骨屑和鲕粒灰岩、礁核生物粘结岩和礁前斜坡环境的深水泥灰岩及礁屑塌积角砾灰岩组合。
陆棚海 陆棚海是指朝海岸方向与大陆相邻，朝海洋方向与斜坡和盆地相邻的一个浅水碳酸盐沉积环境。一般来说海水盐度正常，含氧充足，深度变化较大，从十几米到200m。其海底位于正常浪基面之下，碳酸盐沉积为连续、延伸范围广的板状体。陆棚碳酸盐沉积主要由粒泥灰岩（wackstone）组成，泥粒灰岩（packstone）和灰泥灰岩（mudstone）也常见，并与泥灰岩和页岩互层，局部可有粘结灰岩和生物碎屑颗粒灰岩。具有正常海相生物群组合，广泛的生物扰动作用、潜穴、结核状和脉状层为其特征性沉积构造。
4.深海和半深海沉积相类型
半深海区大致相当大陆斜坡的地段，斜坡上（特别是上段）常发育有海底沟谷系统。由于各种原因（比如地震）的扰动，平衡遭到破坏，大量沉积物质沿海底沟谷向下运移，构成浊流。大陆斜坡上段受浊流的冲刷，供应岩屑；斜坡下段到坡底则接受沉积，形成所谓浊流沉积。浊流沉积的最主要特征是具有明显的频繁出现的韵律性结构，即典型的复理石建造。每一个韵律代表一次浊流沉积，粗粒的碎屑先沉积下来，然后是细粒的，构成粒度分选的韵律性。浊流沉积沿着斜坡沟谷下部至坡底形成扇形堆积——海底扇，向陆一方沉积物较粗，向海一方颗粒较细，成层较薄。向外逐渐变为深海底沉积。浊流沉积可含有海相化石，除浮游、游泳生物外，某些底栖生物的遗体也可被海流携带来，保存在沉积物中。
现代大洋深海盆地底栖生物贫乏，而以浮游和游泳生物为主，沉积物为各种（粘土质、硅质、碳酸盐质）软泥。
为什么没有发现6500万年前以后的海相沉积层
如同其它古远的地质时代，白垩纪的岩石标志非常明显和清晰，其开始的准确时间却非常精确地被确定，其误差在几百万年之间。在侏㑩纪与白垩纪之间没有灭绝事件或生物演化的特点，可以明确分开两个年代。白垩纪结束的时间定的比较准，是在6550万年前左右。中华人民共和国仅西藏、新疆喀什地区、黑龙江省东部和台湾岛才有海相白垩系沉积，其余广大地区则不同程度地发育了陆相地层。
我国科学家在珠穆朗玛峰地区发现的奥陶纪至始新世1.1万米的海相沉积层，这是目前世界大陆上发现的最晚的的海相沉积层。难道没有比这更晚的海相沉积层吗？没有，这是为什么呢？
地球膨裂说认为，要想搞清为什么没有发现6500万年前以后的海相沉积层，必须搞清地球起源，要想搞清地球起源必须搞清太阳系是怎样形成的。 关于太阳系形成的说法有十几种之多，当前主流的说法是星云学说，然而星云学说对太阳系角动量分布异常问题“束手无策”。地球膨裂说认为，太阳系是原始太阳爆炸形成的。46亿年前，太阳因内部的核聚变而发生爆炸，飞出许多熔融的火球，这些熔融的火球冷却后形成了行星、小行星、卫星、月亮和慧星，地球就是其中之一。一些大的火球在冷却的过程中，由于受到表面张力的作用，形成了球形。一些小的火球来不及收缩成球形，而冷却成了不规则的形状，形成了火星和木星间的小行星带、小行星。一些小一点的火球飞离太阳时由于离大火球较近而被“俘获”，形成了大火球的卫星。一些离太阳较近的行星具有较重的物质；一些离太阳较远的行星，具有较轻的物质。这是因为离太阳较远的行星具有的液态氢等物质和太阳表面的熔融物质一样，并且较轻，而且处在太阳表面，因此它们在太阳爆炸时获得了较大的离心力，飞离太阳较远；距离太阳较近的行星具有的岩石、金属等物质和太阳表面下面的熔融物质一样，并且较重，而且处在太阳表面的下面，因此它们在太阳爆炸时获得了较小的离心力飞离太阳较近。
熔融的行星在万有引力的作用下，铁、镍等重的物质下沉向地心集中形成地核；镁、铝、上浮形成地壳；氮、氢、氧轻物质等形成大气圈。地球形成之后，温度逐渐下降，地球逐渐收缩。
太阳的表面温度5800摄氏度，组成太阳的物质大多是些普通的气体，太阳的气体成分：氢 73.46%、氦 24.85%，其它元素占2%。其它元素中含有氧。太阳色球是等离子体层， 日冕是太阳大气的最外层。日冕中的物质也是等离子体，它的密度比色球层更低，而它的温度反比色球层高，可达上二百万摄氏度。因为太阳色球是等离子体层，日冕中的物质也是等离子体，所以氢、 氦、氧 其它元素都以离子状态存在。当太阳爆炸，熔融的地球从太阳飞出时，便携带了大量的氢、 氦， 氧等其它元素，这时的地球5800摄氏度。当地球从太阳飞出后，温度逐渐降低。
43亿年前，当地球温度降到1000摄氏度时地球上离子的氢、 氦，氧等其它元素便由离子状态变成分子状态。
40亿年前，由于地球的热量不断散发，地球表面温度降到400-700摄氏度（居里温度），氢、氧分子形成水分子以水蒸汽状态存在，岩石圈形成。
39亿年前地球的温度降到100摄氏度水的沸点以下，大气层中的水蒸汽凝结成水珠降回地表形成海洋。这时的海洋覆盖整个地球，深度1.2万米，海水并不咸，古海洋形成了。因此说地球上的水来自太阳。
38亿年前，生命在海洋中诞生。
8亿年前，地球的气温逐渐降至摄氏零下30度，岩石圈上的海水全部结成冰，岩石圈被冰原所覆盖，冰层的厚度5公里，海上的冰层也有一公里厚，海洋生物只能在更深的海洋中生存。这就是“雪球地球”时期，这也就是“雪球地球”的形成原因。这时的岩石圈厚度最大，也最坚硬。由于地球内部的放射性物质不断衰变放出热量，内部压力逐渐增大，岩石圈开始发生膨裂，使海水开始从岩石圈上退却，流入岩石圈裂缝，岩石圈开始露出海面形成大陆，古大陆形成了
2亿年前，由于地球内部的放射性物质不断衰变，释放热量，地球内部压力不断增加，地球发生了大的膨裂，岩石圈彻底膨裂，岩浆涌出，洋壳开始形成，海水流入裂缝，形成了四大洋，岩石圈露出海面形成了七大洲。
6500万年前，地球发生最后一次大膨裂，岩石圈彻底露出海面，现代大陆彻底形成了；海水最后一次从地球上彻底退出，流入海洋，现代海洋彻底形成了。
海水从8亿年前开始从大陆上退却，到6500万年前最后一次退却，共用了7亿多年，这也就是为什么在大陆上没有发现8亿年前的陆相沉积层和6500万年前以后的海相沉积层的原因。因为地质年代是根据物种灭绝划分的，物种灭绝又是地球膨裂形成的，所以从地质年代可以看出，从震旦纪到第三纪共11个地质年代，地球共发生11次较大膨裂，（其中有5次大的膨裂）。地球每膨裂一次就形成一次造山运动，体积就增加一次。这也就是说，地球膨裂了11次，形成11次造山运动（其中有5次大的造山运动），海洋从地球上退却11次，物种灭绝11次（其中有5次大灭绝），岩石圈露出海洋的面积增加11次。
因为8亿年前海洋还覆盖着整个地球，大陆还没有露出海面，所以8亿年前不可能在大陆上形成陆相沉积层，大陆上也就不可能有8亿年前的陆相沉积层了。
既然海洋白垩纪（6500万年前，白垩纪的结束时间）从大陆上彻底退出，大陆上没有了海洋，所以大陆上就不可能再形成海相沉积层了，也就不可能发现6500万年前以后的海相沉积层了。
作者：赖柏林
海相沉积模式与沉积相~
海相包括滨岸相、浅海陆棚相、半深海相、深海相。
滨岸相位于海水涨潮线和退潮线之间的狭长海岸带，岩石类型以碎屑岩为主，主要为砂岩和砾岩，偶见粘土岩及生物碎屑灰岩。由于海水时进时退，波浪作用强，所以砂岩和砾岩的磨圆度和分选度较好。
浅海相指退潮线至水深200m的地带，其范围与大陆架相当，沉积物以细碎屑沉积物、化学沉积物和生物化学沉积物为主，该相带波浪作用力减小，阳光充足，底栖生物丰盛，岩石中富含生物化石。
半深海相是指海平面以下200～2000m的海域，深海相指2000m以下的地区，这些地区海水深度大，水动力条件弱，主要沉积物是由具有灰质和硅质硬体的微小浮游生物遗体堆积而成的生物软泥，如半深海相的蓝色软泥、红色软泥、绿色软泥等；深海相的含抱球虫石灰质软泥，含硅藻和放射虫的硅质软泥和红色软泥等。化石以浮游生物为主，缺少底栖动物和植物。
海相沉积模式与沉积相在国内外引用较广的是威尔逊碳酸盐岩综合模式（Wilson,1975；转引自赵澄林等，2001），他归纳了陆棚上碳酸盐岩台地和边缘温暖浅水环境中碳酸盐岩沉积类型的地理分布规律，把碳酸盐岩划分为三大沉积区（Ⅰ.宽相带沉积区；Ⅱ.窄相带沉积区；Ⅲ.宽相带沉积区）、九个相带（①盆地相；②开阔陆棚（或开阔浅海）相；③碳酸盐岩斜坡脚相；④前斜坡相；⑤生物（生态）礁相；⑥簸选的台地边缘砂（或台地边缘浅滩）相；⑦开阔台地（或陆棚潟湖）相；⑧局限台地相；⑨台地蒸发岩台地相）及24个标准微相（图1.1）。九个相带的沉积特征概述如下。
1）盆地相。位于浪底（或波基面）和氧化界面以下，水深几十米至几百米，为静水还原环境。沉积物主要是从外带注入的细粒泥质物质和硅质物质。
2）开阔陆棚（或开阔浅海）相。水深几十米至百米，一般为氧化环境。沉积作用相当均匀，为典型的较深的浅海沉积环境，主要岩石类型为富含化石的石灰岩和泥灰岩，颜色较杂，视氧化和还原条件而异，普遍见生物扰动构造。层理薄到中层，呈波状到结核状，陆源物质有石英粉砂岩、页岩等，与灰岩互层。
3）碳酸盐岩斜坡脚相。位于碳酸盐岩台地的斜坡末端，沉积物由远洋浮游生物及来自相邻的碳酸盐岩台地的细碎屑组成，水体深度与开阔陆棚相相似，位于波基面以下，但高于氧化界面，由层理完好的薄层碳酸盐岩组成，夹少量粘土质及硅质层，厚度较大，某些类似复理石层理的薄层灰岩可达数百米，有滑塌现象。
4）碳酸盐岩台地前斜坡相。此相带为深水陆棚和浅水碳酸盐岩台地的过渡带沉积，可从波基面之上延续到波基面以下，但又位于含氧海水下限之上。斜坡的角度可达30°，沉积物极不稳定，有细粒层，也有巨大的滑塌构造或前积层及楔形体岩层。主要由灰质砂组成或由细粒碳酸盐岩组成，堆积在向海的斜坡上。
5）台地生物（生态）礁相。块状灰岩和白云岩中几乎全由生物组成，也有许多生物碎屑。生态特征取决于水体的能量、斜坡陡峻程度、生物繁殖能力、造架生物的数量、粘土作用、捕集作用、出露水面的频率以及后来的胶结作用。生物建造的礁可分三种：灰泥丘或生物碎屑丘、圆丘礁台或斜坡及格架建筑的环礁。
6）簸选的台地边缘砂（或台地边缘浅滩）相。一般位于海平面之上5～10m水深范围内，主要呈沙洲、海滩、滨外坝或潮汐坝。组成的颗粒受波浪、潮汐或沿岸海流的簸选，比较洁净。因底砂经常变动，故不适于海洋生物繁殖。
图1.1 碳酸岩沉积相综合模式图
（据wilson,1975；转引自赵澄林等，2001）
7）开阔台地（或陆棚潟湖）相。位于台地边缘之后的海峡、潟湖及海湾中。水较浅，数米至数十米，盐度正常到略偏高，适合各种生物生长。沉积物结构变化大，但含有相当数量的灰泥。
8）局限台地（半封闭—封闭的台地）相。这是一个真正的潟湖，海水循环受到很大限制，盐度显著提高。主要沉积物为灰泥，粗粒沉积物见于潮汐沟及局部海滩内，海水盐度变化较大，有的地区可暴露水面以上，氧化和还原环境均有。
9）台地蒸发岩（或蒸发岩台地）相。从相划分严格意义上，此相带应为海陆过渡相带，沉积物经常位于海平面之上，仅在特大高潮或特大风暴时才被水淹没。主要岩石为白云岩及石膏或硬石膏。
另外，阿姆斯特郎（Armstrong,1974；转引自赵澄林等，2001）的碳酸盐岩沉积相模式也是众多学者引用较多的沉积相模式，该模式共分九个相带：①停滞缺氧盆地；②潮汐陆棚；③斜坡脚；④前斜坡；⑤开阔海陆棚；⑥浅滩水；⑦开阔台地（或陆棚潟湖）相；⑧局限台地相；⑨潮间—潮上带。威尔逊和阿姆斯特郎俩人的碳酸盐岩沉积相模式十分相似，威尔逊的模式是一个理想化的碳酸盐岩综合相模式，而阿姆斯特郎的模式是一个综合性的碳酸盐岩台地模式。
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。
（4）由于受潮汐和风浪作用的影响，部分海岸形成潟湖—障壁岛沉积体系，而湖泊沉积物不可能形成这样的体系。
（5）在地质历史中，海相的浅海沉积是良好的生油岩，滨海沉积是良好的储层。而湖相的浅湖沉积几乎不能生油，深湖相地层才是良好的生油岩；滨湖沉积的储集性能较海相差。
沉积环境
现代碳酸盐主要在两类环境中沉积：
①与陆地毗连台地，如南佛罗里达和波斯湾南岸；
②大洋中孤立浅水区，如西大西洋巴哈马台地和太平洋中珊瑚环礁。浅海碳酸盐沉积速度达1英尺/1000年，如波斯湾南岸数千年来因潮坪碳酸盐沉积，使海湾以1～2米/年的速度向海推进。
沉积主要成分
物质在海洋中的沉积.沉积物成分单一,颗粒相差不大。由海相沉积形成的地层叫海相地层.海相沉积物分布面积广，层位较稳定，富含化石。沉积物的类型很多，常见者有碎屑岩、粘土岩、铁质岩、锰质岩、硅质岩及碳酸盐岩等。常见的海相动物化石有海绵、珊瑚、有孔虫、腕足类、棘皮类等。
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