第十五章海相组.docx

1、第十五章 海相组第十五章 海相组海洋总面积约3.6亿km2，占地球总面积的70.8%。海水的总体积约为13.7亿km2，占地球总水量的97%。辽阔浩瀚的海洋是矿产资源的天然宝库，是生命的摇篮。海洋还是最重要的沉积场所。世界上许多大油田出于海相地层。我国四川的许多大气田，新疆塔里木和台湾的一些油气田多属海相沉积。第一节 概述海洋环境与大陆环境有明显的不同，诸如物理化学条件、水动力状况、地貌特征等方面，都有自身的特点。一、海洋环境的一般特点（一）海洋的物理化学条件1.温度现代海洋表面温度范围为-1828，比大陆温度变化范围（-6080）小，大洋深处的温度不超过23。海水的温度受纬度、深度、海流等因

2、素的影响，故不同的海域有所不同。2.压力海水的压力变化范围较大，从海水表面1atm，到深达10km的海底，其压力可增大到1000atm。3.盐度海水的平均含盐度为3.5%，其中溶解了80多种元素所组成的盐类，主要为氯化物，其次为硫酸盐和少量碳酸盐及其它盐类。海水温度和盐度的变化，直接影响着生物群落的发育和沉积物的性质。4.密度海水的密度大于大陆水体。海水的密度直接影响着物质的搬运和沉积作用，如三角洲的形成就与海水的密度有直接的关系。海水密度的变化也是引起海水运动的重要因素。5.酸碱度和氧化还原电位海水的pH值介于7.268.40之间，一般为8左右，属弱碱性介质；而大陆水体，除咸水湖泊和盐湖外，

3、一般为酸性介质。pH值的高低直接影响着化学物质的溶解和沉淀。海水的Eh值主要受含氧量的控制。一般海水浅处含氧多，Eh值高，为氧化环境；深处含氧少，Eh值低，为还原环境。由于底流和浊流作用，在深海中也能形成有氧环境。（二）海洋的水动力特征1.波浪主要由风力产生。在现代海洋中巨大的波浪波及的深度可达200米左右。波浪是海洋中产生的侵蚀、搬运、沉积作用的主要动力，尤以在海岸附近最为显著。2.潮汐海洋有潮汐，这是与大陆水体的一个重要区别。潮汐主要起因于月球对海洋水的引力。当月球与太阳的引力作用相叠加在一起时形成大潮，作用方向相反时产生小潮。潮汐引起海面水位的垂直升降称为潮位，引起海水的水平移动称为潮流

4、。潮位的升降扩大了波浪对海岸作用的宽度和范围，形成潮间带沉积环境。潮流对海底沉积物的改造、搬运、堆积有重要作用，尤其以近岸浅海地区最为显著。3.海流是由于地球重力场或海水温度、盐度分布不均产生密度梯度（差）而引起的海水流动。海流的搬运作用要比波浪、潮汐大得多。它对粘土等细粒沉积物可进行长达数百数千公里的长途搬运，只是由于粘土物质的絮凝作用和有机质的粘结作用，它们才在近岸陆棚区沉积下来，否则粘土物质经过长距离搬运后，就可能全部沉积到深海中。（三）海底地形与海水深度1.陆棚又叫大陆架。平均坡度0.1，宽度01500千米，平均74千米。水深为20550米，绝大部分在200米以内，平均为133米。现代

5、陆棚面积约2千万平方公里，占海洋总面积的7.5%，是海洋沉积最集中、最活跃的地方。2.大陆坡是连接陆棚并向大洋倾斜的部分，可看作是陆棚与深海盆地间的过渡环境。大陆坡坡度47，最大可达20以上，宽度为2090千米，深度为2002450米，平均深度为1270米。陆坡并非规则平整的斜面，而是常有洼地、阶梯状地形，孤立山或被大量的海底峡谷所切穿。3.陆隆陆坡下部为陆隆，是陆坡与深海盆地的平缓过渡区，坡度为0.010.07，宽达300400米，水深约14003700米，常是浊流或陆坡滑塌的碎屑堆积于深海平原边部而成，故也称为大陆隆起。陆棚、陆坡、陆隆合称为大陆边缘，是大陆的水下延伸部分，为大陆与深海盆地

6、间的过渡区。4.大洋盆地占全部海洋面积的2/3，包括深海盆地、海岭、海峰、火山脊等。其中主要是水深达40005000米的深海盆地。深海平原是深海盆地中最平坦的部分，坡度一般为0.11。二、海相组相的划分近年来根据陆棚区地形、水深和潮汐、波浪等特点，将陆棚区划分为滨岸相和浅海陆棚相。这样，可将海组划分为以下几个相：（一）滨岸相又称海岸相或海滩相，位于潮上至波基面之间，包括滨岸地区的潮上、潮间、潮下带，相当于旧方案的滨海相和浅海相的上部。（二）浅海陆棚相位于波基面以下的陆棚区，向陆方向与滨岸相衔接，向海与半深海相毗邻，水深一般小于200米。（三）半深海相陆坡、陆隆（四）深海相大洋盆地根据海洋沉积物

7、的性质，又可将海相组分为混水沉积型和清水沉积型。前者以陆源碎屑沉积为主，是目前我们学习的重点；后者以碳酸盐沉积为主，将在碳酸盐岩沉积相中学习。第二节 海岸相海岸环境又称滨岸环境，是没有河流注入影响的海陆过渡环境。海岸环境陆上一侧的界线是最大风暴潮达到的最高线，海洋一侧的界线是平均晴天浪基面波及的海底。是海水波浪基准面以上紧邻陆地的滨浅海地带，包括潮上、潮间和潮下带，平均水深08or10m。海岸环境靠陆一侧间歇暴露，置备、雨水、地表径流及海岸风等都在不同程度上影响其沉积过程向海洋方向大陆营力影响减弱，海洋波浪、潮汐作用成为控制沉积过程的主导因素，风暴流也会留下它的印记。现代海洋发育着多种多样的海

8、岸类型，我们只能讲述无障壁海岸（即大陆海岸）和有障壁海岸（即堡岛海岸）两种砂质海岸沉积类型。一、无障壁海岸相（滨岸相）无障壁海岸是波浪作用的海岸，又称为海滩、滨岸。按能量分为砂砾质高能海岸：水下地形坡度大，波浪作用为主。粉砂淤泥低能海岸：地形平缓，潮汐作用为主。（一）现代砂砾质海岸沉积环境一个典型的现代无障壁海岸沉积环境可分为海岸砂丘、后滨、前滨、临滨（或近滨）等几个次级环境（图）。1.后滨与海岸砂丘后滨与海岸砂丘界线大致在最高风暴潮线附近。后滨向海一直延伸到平均高潮线，因此后滨代表潮上带，其中有浅沟槽和滩坝（堤）。2.前滨平均高潮线和平均低潮线之间是前滨，因此前滨是潮间带。3.临滨或近滨前滨

9、向海是临滨或近滨，它延伸到正常浪底或波基面。临滨视水动力条件又常分为上临滨、中临滨、下临滨三部分。（二）海岸水动力特征海岸水动力条件较为复杂，而波浪则是控制海岸水动力学特征和海岸发育状况的主要原因。它可分为垂直于海岸（横向）运动和平行于海岸的（纵向）运动。1.近岸海水循环特征当海水水深大于5倍波高时，波浪是对称的摆动波浪。在水深变浅时，随波浪把剪切力传递给海底，波浪发生变形。波浪在向水深变浅的方向变得高而陡，并在水深约1.3倍2倍波高时，开始倒卷和破碎，称为破浪，以次级波浪的形式继续传向海岸。此外，波浪作用在海岸带还形成沿岸流与向海方向运动的裂流（离岸流）。沿岸流、裂流和冲向海岸的波浪构成了近

10、岸海水的循环系统。沿岸流能将砂粒沿岸搬运，而裂流则可以将海岸砂带到离岸较远的陆棚区形成舌状砂质沉积体。2.滨岸水动力分带（依波浪特征）（1）涨浪带在水深大于平均晴天浪底的浅海区生成对称的摆动波浪，称为涨浪带。（2）升浪带（在近滨带）向滨岸方向，水深小于晴天浪底，波浪发生变形，称为升浪带。（3）破浪带随波浪向岸传播，波浪剧烈变形，发生向岸倾倒，卷起白色浪花的地带，称为破浪带。此带水深1.32倍波高。（4）碎浪带破浪带之后形成拍岸浪的地带，称为碎浪带或涌浪带。这里水深相当于1个波高。（5）冲洗回流带波浪再向海岸，进入前滨带后，海水借惯性力冲向海岸，形成“冲浪”，称为冲浪带或冲流带。（6）砂堤（滩堤

11、）带和海岸砂丘带在冲洗回流带之上是只受大潮影响的砂堤带和只有风暴潮才能波及到的海岸砂丘带。总之，由于波浪的横向运动和纵向运动，引起碎屑物质，主要是砂质在海岸地带堆积形成各种地貌。在这些地貌形成过程中，由于物质来源、波浪方向、原始海岸地貌变化等因素，可呈现出多种形态。（三）滨岸带亚相及其特征我们已经知道，按地貌特点，水动力状况，沉积物特征，滨岸相可划分为海岸砂丘、后滨、前滨、近滨四个亚相。1.海岸砂丘亚相位于潮上带的向陆一侧，在特大风暴时潮水到达的最高水位线以上。包括海岸砂丘、海滩脊和砂岗等沉积单元。（1）海岸砂丘是由海平面以上的海滩經风力的改造而堆积成的长脊形或新月形砂体，宽度可达数千米。岩性

12、特征海岸砂丘的砂粒较其他带的砂细，为中细粒，分选和磨圆极好。重矿物富集。沉积构造主要发育大型槽状交错层理。细层倾角陡，可达3040，层系数十米，也常出现层系界限为上凸形的前积交错层理。分布特征主要发育在植被不发育，风力较强的干旱、半干旱海岸区。因为发育的植被限制了砂丘的发育，使砂聚集在丛生的植物间。因此，海岸砂丘常见于温带，而在热带、亚热带少见。（2）海滩砂脊或海滩脊在最大高潮线附近出现的线状砂丘，称为“海滩砂脊”或“海滩脊，可高达数米，宽数十米，长达数百至数十千米。海滩砂脊可呈单脊出现，也可呈大致平行的一組。海滩砂脊常由较粗的砂、砾石和介壳碎片组成，底部具有冲刷面和平行层理，上部具有交错层理

13、，细层倾角728，多为双向倾斜，较陡者倾向大陆，较缓者倾向海洋。海滩砂脊是在特大高潮或风暴潮水期间，由波浪作用使粗粒物质向上搬运而在高潮线附近堆积而成的。（3）“千尼尔砂岗”在滨海沼泽及泥坪的向海方向，发育着树木丛生的狭长海滩脊，称为“千尼尔砂岗”。“Chenier”源于法语，是“被栎树覆盖”的意思。“千尼尔砂岗”高达36m，宽数十至数百米，长数十千米，平行于海岸线延伸，常由细粒砂及介壳碎片组成，在较高地方常生长有常绿的树木。“千尼尔砂岗”与一般海滩砂脊的区别在于它位于滨海沼泽地带的泥炭和粘土中，滨海沼泽可能由于这种砂岗的形成而与海隔开。2.后滨亚相（潮上带）受不同规模的风暴潮冲刷是位于海岸砂

14、丘与平均高潮线之间的狭长地带，平时暴露于地表，只有在特大风暴或异常高潮期间才会被海水淹没，属于潮上带。沉积物以砂质为主，具有平行层理。粒度较砂丘粗（中粗砂），圆度和分选较好。在较低洼处有砂纹层理和较大型的交错层理。坑洼表面因被风吹走了细粒物质而遗留和堆积了生物介壳，介壳凸面向上，成为风蚀残留沉积物。在淺的洼地内可有藻席沉积物，并发育有生物扰动构造。由于风暴期的改造，可形成重矿物集中的砂矿床，主要位于后滨与海岸砂丘的交界附近。后滨砂质沉积物可形成沿岸展布的滩堤。在波浪能量较低时，在滩堤之后可形成沿岸沼泽、泥坪。此时，沉积物较细，以泥质及细粉砂为主。3.前滨亚相（潮间带）位于平均高潮线与平均低潮线

15、之间的潮间带。由于潮差小，海底地形有一定坡度，因此该亚相带较窄，起伏较小，并逐渐向海倾斜。它是海滩的主要部分，为冲洗回流带。前滨亚相的沉积物以中砂为主，分选较好，形成海滩砂坝。前滨亚相层理的主要特征是具有平行纹层的层系以低角度相交，即所谓“冲洗交错层理”。每个层系厚115cm，但延伸性稳定，每个纹层平行海岸延伸可达30m，垂直海岸方向可达10m远。纹层倾角取决于沉积颗粒的粒度。沉积物越粗，海滩坡角越大，纹层的倾角就越大，有时槽状交错层理与其共生。在前滨可有大量对称和不对称波痕以及菱形波痕出现，其他的极浅水标志如冲刷痕、流痕、平顶波痕等常见。还可见生物扰动构造。其沉积物上部分选好于下部。下部还有

16、大量贝壳碎片和云母等，贝壳排列为凸面向上。另外，还有淡水生物碎片和植物碎片，属于不同生态环境的贝壳大量聚集，也可作为鉴别古代海滩砂体的重要标志。4.临滨（近滨）亚相（潮下带）又称近滨、下滨、滨面或岸面等。位于平均晴天浪底至平均低潮线之间的地区。该区是波浪作用带，能量随水体变浅而逐渐增高，沉积物的粒度按能量变化分带。近滨破浪带沉积物最粗，比前滨沉积物稍粗，形成沿岸砂坝，以中砂为主，有时含砾石，分选较前滨差，发育较大规模的交错层理，越向岸越多。通常根据水动力条件可将临滨分为上、中、下三部分。（1）上临滨沉积物粒度较粗，为细中砂。主要是波痕成因的交错层理，如槽状交错层理，沿岸砂坝主要发育于此。（2）

17、中临滨沉积物粒度比上临滨细，以轻微不整合的纹层砂为主，有少量的波痕交错层理，生物扰动中等，主要是潜穴。（3）下临滨交错层理漸少，出现水平纹层，以细、粉砂为主。生物扰动构造丰富。总之，从临滨上部到下部，粒度越来越细，层理规模越来越小，最终过渡为过渡带的更细粒沉积。（五）滨岸相的垂向层序（自学）在海岸发展的地史进程中，随着海进、海退的发生，可形成进积型和退积型的海岸垂向层序。一般说来，在古代地层剖面中以进积垂向层序最常见。在进积海岸层序中，根据海岸能量和沉积物组分的不同，可划分为砂质高能海岸、砾质高能海岸和泥质低能海岸沉积层序。其中以进积砂质高能海岸最为常见。前述滨岸相的各亚相特征就是以砂质高能海

18、岸为基础展开描述的。1.砂质高能海岸垂向层序在海平面相对稳定和陆源碎屑沉积物供应充足的情况下，滨岸沉积系统将逐渐向海方向推进。此时，滨岸砂质沉积体在垂向层序上表现为一个由海向录入的向上变粗、变厚的层序。（1）层序最下部是滨外陆棚区沉积的泥岩及泥质粉砂岩夹风暴作用形成的具有递变层理的薄层粉砂细砂岩。有强烈的生物扰动构造，含完整的正常海进生物化石。（2）陆架泥之上是粉砂、细砂为主的过渡带，生物扰动十分强烈，一致达到破坏全部无机原生沉积构造的程度。（3）在过渡带之上是近滨（临滨）沉积的砂岩层。以细砂为主，由下向上逐渐变粗，中砂的含量逐渐增高。近滨沉积的下部砂岩单层厚度较薄，层理规模以小型到中型为主，

19、生物扰动构造发育。近滨顶部砂岩层便后，出现大型交错层理和冲刷面，生物扰动减弱。（4）近滨砂层之上是前滨沉积的砂岩，粒级可达中细砂岩，具有低角度交错层理即冲洗层理，重矿物沿纹层富集。（5）前滨砂岩之上是海岸砂丘砂岩，具有方向多变，前积层倾角很陡的大型交错层理，见植物根及雨痕等暴露标志。就这样，从陆棚泥岩（陆架泥）过渡到砂丘砂岩，层序为一完整的向上变粗、变厚的反旋回岸进层序。2.进积型高能砾质海岸垂向层序与砂质海岸类型不同的是粒度稍粗，在近滨带出现砾岩或含砾粗砂岩。3.进积型低能泥质海岸垂向层序进积型低能泥质海岸沉积是在海岸地形较为平缓的低能条件下形成的，其特征是泥坪沉积发育，次为粉砂沉积。（六）

20、滨岸相鉴别标志综合现代和古代海岸的沉积特征，将滨岸相的主要鉴别标志归纳如下：1.岩矿特征一般海岸沉积以质纯的砂岩为主，石英等稳定组分含量高，重矿物相对富集。圆度、分选较好，成分成熟度和结构成熟度都高。2.粒度分布特征海岸砂的粒度分布均一性较强，概率图上呈现跳跃总体发育，斜率大，分选好，有时明显存在两个次总体，反映波浪的冲刷和回流作用。3.沉积构造特征近滨带槽状和板状交错层理发育，近滨下部可见水平层理及生物潜穴。前滨带发育大型冲洗交错层理，沿层理面见有水流线理或剥离线理，沿层理还常发育有各种浪成波痕、菱形波痕、细流痕以及其他层面构造。其中尤其以大型冲洗交错层理是海岸沉积最典型的标志。4.生物特征

21、海岸沉积中常含有数量不等的各门类海相生物及其碎片，有时在滨线一带形成介壳层，它们多属不同生态环境的生物所构成的生物组合。生物介壳一般都具有破碎、磨蚀和圆化现象。5.垂向沉积层序以进积型沉积层序最发育，呈下细上粗的反旋回特征。自下而上一次出现滨外沉积近滨前滨后滨沉积。6.砂体形态海岸砂体常平行于海岸线呈线状分布，并往往成排出现，剖面上常呈下平上凸的透镜状或席状。二、有障壁海岸（自学）泻湖、障壁岛、潮坪位于海陆过渡地区，它们和三角洲相一样，同属于海陆过渡相組，由于它们是受障壁的遮挡在海岸带发育起来的，故也称障壁型海岸或有障壁海岸。（一）环境特征及泻湖、障壁岛和潮坪的形成1.泻湖和障壁岛的形成泻湖和

22、障壁岛可在两种环境下形成。1.在坡度平缓（1/10005/1000度）的砂质海岸带，波浪垂直与海岸运动，近岸浅水区波浪触及海底，摩擦增强，能量消耗，砂质平行海岸堆积成岗垅状，称为水下砂坝。砂坝因海面下降或在波浪作用下向岸迁移而露出睡眠，并对其内侧的水体与外海水体的循环起着遮挡和阻隔作用，故称为障壁岛，也称“堡岛”或“堤岛”，其内侧受遮挡而水循环不畅的水体就称为海岸泻湖。2.波浪斜交或平行海岸运动，这是形成沿岸流，并从三角洲或河口携带大量流砂沿海岸相一定方向运动，若遇到海岸转折或海水变深的港湾，则流速骤减，砂质沉积，形成一端与陆地相连，另一端伸入海中的箭形砂嘴。砂嘴受冲刷与海岸脱离形成障壁岛，其

23、内侧形成泻湖。2.潮坪的形成在障壁岛内侧，因与广海呈半隔绝状态，波浪作用微弱，很能形成高能环境。在潮汐作用的影响下，可在泻湖周围广阔而平坦的坪地上，形成宽阔的潮汐带，称为潮坪。泻湖、潮坪、障壁岛密切共生，构成了所谓的障壁型海岸沉积体系，或称为泻湖潮坪体系。以陆源碎屑沉积为主者称为混水障壁型海岸沉积体系，以碳酸盐沉积为主者称为清水障壁型海岸体系。（二）亚相类型及其特征1.泻湖亚相如前所述，泻湖是为海岸所限制，被障壁岛所遮挡的浅水盆地。它以潮汐通道与广海相通或与广海呈半隔绝状态。（1）一般特征低能环境泻湖中波浪作用微弱，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为主。盐度变化范围

24、大障壁岛的遮挡，泻湖水体的蒸发，淡水的注入等，都将引起泻湖含盐度高于或低于正常海水，这与泻湖环境的一个重要特点。广盐性生物最发育盐度的变化，引起了生物群的变异，与正常盐度的海洋相比，泻湖中生物群的中枢和数量都急剧减少，且个体小，壳变薄，以广盐性生物最为发育，这是泻湖环境的又一重要特点。（2）泻湖的演变在潮汐区的泻湖若有足够的沉积物不断补充，可逐渐发展为潮坪。地壳的升降和气候的改变，将使河流携带大量泥砂倾入泻湖，则泻湖可转化为三角洲。滨海平原上泻湖的淡化和淤塞，可进一步发展为滨海沼泽。当泻湖因地壳上升和障壁岛发展而与海洋完全隔绝，在缺乏淡水注入的干旱气候条件下，蒸发量大大超过补给量，泻湖则逐渐发

25、展为盐湖。按泻湖水体的含盐度和沉积特征，泻湖分为淡化泻湖或咸化泻湖两种类型。（3）淡化泻湖淡化泻湖的形成在潮湿、多雨地区，注入泻湖的淡水河流或大旗降水后远大于蒸发量，促使泻湖水体淡化，盐度小于正常海水。但海岸泻湖较深而潮汐她到口淺时，由于淡水比重较小，泻湖水体淡化到一定程度，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一致停止，下部逐渐缺氧，厌氧细菌大量反之并使硫酸盐还原而产生H2S,使下部形成还原环境。淡化泻湖的沉积特征A.岩石类型以暗色钙质粉砂岩、粉砂质粘土岩、粘土岩沉积为主，可见方解石、铁锰结核、二氧化硅沉积物。粗碎屑极少见，仅在泻湖中呈夹层出现，多是由强烈风暴带

26、入泻湖的砂质沉积而成。当泻湖进行到底部出现还原环境时，可形成黄铁矿、菱铁矿等自生矿物。演示因分散状黄铁矿的侵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少见。B.沉积构造因泻湖是低能环境，故交错层理一般不发育。若有波浪作用，可发育缓波状层理、水平层理及对称或不对称波痕。虫孔少见，偶见干裂。C.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，如腹足类、瓣腮类、苔藓类、藻类等数量急剧增多。正常海相生物化石在淡化泻湖中常发生畸形变形，如出现个体变小，壳体变薄，具有特殊纹饰等反常现象。等泻湖地步有H2S存在时，往往使

27、生物群绝迹，特别是当大的底栖生物全部灭绝时，可作为古代泻湖被H2S污染的有利证据。D.沼泽化泻湖（滨海沼泽）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、植物的生长反之而逐渐沼泽化，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，所不同的是它常含有煤层，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远煤田均属此类型。（4）咸化泻湖形成在干旱气候条件下，当海岸泻湖缺乏大量淡水注入，水体蒸发量超过注入量时，泻湖睡眠降低，外海海水会不断向泻湖流动，并不断蒸发浓缩，含盐度逐渐提高而变成咸化泻湖。当入潮口较淺时，咸泻

28、湖会出现上部咸而重，下部更咸更重的双重结构，造成泻湖水体的垂向循环终止或减弱，使地步乏氧，厌氧细菌分解硫酸盐而产生H2S,形成还原环境。沉积特征A.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土岩，几乎无粗碎屑沉积，可出现石膏、盐岩夹层。膏盐类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，并夹有石膏及盐岩层，可出现天青石、硬石膏、黄铁矿等自生矿物。B.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。岩类沉积中可见周期性溶解作用所引起的“冲刷面”。可见岩类假晶及泥裂。C.生物化石生物种属单调，只有广盐性生物最发育，特别是腹足类

29、、瓣腮类、介形虫类数量大为增加。而适应正常海水盐度的生物（窄盐性或狭盐性生物），如珊瑚、棘皮类、头足类、苔藓虫等全部绝迹。当盐度增高，接近55.5%时，大生物会全部灭绝。盐度大于5%，蓝绿藻会很繁盛。当水体盐度达到7%时，蒸发矿物开始沉淀出来。最早从水体中沉淀出来的是石膏。（3）海岸泻湖中的砂质沉积体海岸泻湖通常是一个低能的浅水环境。泻湖中的沉积物以纹层状的泥为主，形成还原环境时沉积物颜色暗，将保存大量有机质。在风暴作用频繁的地区，泻湖内可保存完好的风暴沉积物层序。泻湖内的砂体沉积主要有以下几种：涨潮三角洲砂体涨潮三角洲发育在潮汐通道口附近，分布面积较小，呈透镜体状的薄砂层夹于泻湖泥质沉积物中

30、，砂层中含有潮汐作用形成的沉积构造。充溢扇砂体冲溢扇毗邻障壁岛，也呈薄层状夹于泻湖的泥质沉积物中。砂层内具有泻湖中平缓倾斜的层理。它有时与涨潮的三角洲复合在一起。三角洲砂体三角洲砂体发育在注入海岸泻湖的一些小型河流的入口处，其沉积特征类似于河海三角洲。但这些三角洲规模较小，且当泻湖内潮差较大时，这些三角洲砂体常被潮汐流改造。2.障壁岛亚相（1）一般特征障壁岛是平行海岸高出水面的狭长形砂体，以其对海水的遮拦作用而构成泻湖的屏障。障壁岛是由水下砂坝或砂嘴发展而成的，故其下部由砂坝或砂嘴构成底座，上部则由海滩、障壁坪、砂丘三部分组成。海滩位于障壁岛向海一侧并向滨岸沉积过渡；障壁坪位于障壁岛向泻湖一侧

31、，为一宽缓的斜坡带；砂丘位于障壁岛顶部，出露于水面之上，是由海滩沉积經风改造而成的。（2）沉积特征岩石类型障壁岛的岩石类型主要为中细砂岩和粉砂岩，重矿物较富集，颗粒的分选和圆度较好，多为化学物质胶结。向海一侧的沉积富含生物介壳和云母，上部为砂丘。因风的改造，砂质纯净，颗粒表面呈毛玻璃状，圆度和分选性好，障壁坪沉积常掺杂粉砂，粒度比砂丘砂细。构造在砂丘上常见风成厚层楔状和槽状交错层理，倾角大，倾向变化也大，海滩上发育冲洗交错层理，常具有不对称波痕和冲蚀痕迹，可见虫孔。生物特征原地生物化石较少，生物介壳多为异地埋藏。砂体形态障壁岛亚相岩体形态呈与海岸平行的狭长带状，笔直或微弯曲，甚至具有微弱的分支。据现代障壁岛调查，其长度一般几公里至几十公里，宽数百米至数千米，厚数米至数十米。剖面上呈底平顶凸的透镜状。3.潮汐通道和潮汐三角洲亚相（1）潮汐通道一般特征潮汐通道也叫潮道，是涨潮、退潮时期海水进出海岸泻湖的通道。其大小和数量取决与海水流入量和潮汐能量。潮汐通道的宽度可从几百米到几公里，深度一般为4、5米到40米不等，这主要取决与潮汐强