第32卷 第1期
海 洋 学 报
Vol 132,No 112010年1月
AC TA OCEANOLO GICA SIN ICA
J anuary 2010
48ka 以来日本海Ulleung 海盆南部的
海洋沉积环境演化
刘焱光1,石学法1,SU K Bong 2Chool 2,李朝新1,王昆山1,李小艳1
(1.国家海洋局第一海洋研究所海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室,山东青岛266061;2.韩国海洋研
究院南海研究所,巨济656-830)
收稿日期:2009203212;修订日期:2009210214。
基金项目:国家自然科学基金项目(40431002;40606016);国家海洋局第一海洋研究所基本科研业务费项目(2007T09)。作者简介:刘焱光(1975-),男,山东省单县人,副研究员,从事海洋地质学研究。E 2mail :yanguangliu @https://www.doczj.com/doc/df2388233.html,
摘要:晚第四纪以来伴随底层水含氧量的剧烈变化,浅色和深色沉积层的交替出现是日本海半远
洋沉积物的主要特征。沉积特征分析表明,日本海Ulleung 海盆南部KCES1孔的沉积物具有四种不同的沉积构造:均质、纹层、纹层状和混杂构造。深色沉积层一般具有纹层和纹层状构造,并且与我国内陆的千年尺度东亚夏季风强弱变化记录有很好的对应关系,表明纹层沉积物也具有千年尺度的变化规律,从而进一步说明了冰川性海平面变化和东亚夏季风波动应该是Ulleung 海盆南部底层水溶解氧含量变化的主要原因。在暖期,在东亚夏季风降水相对增强的影响下,低温、低盐的东海沿岸水对日本海表层水体的贡献要大于对马暖流的贡献,日本海水体间的交换减弱,最终造成缺氧的海底沉积环境。在冷期,夏季风强度的减弱(冬季风增强)加快了日本海西北部深层水的生成,Ulleung 海盆南部的底层水含氧量高,相应地沉积了具均质构造的浅色沉积物;在末次盛冰期最低海平面时,日本海成为一个封闭的海盆,降雨量高于蒸发量,水体出现分层,底层水处于停滞缺氧状态。自距今17.5ka (日历年,下同)以来底层水含氧量较高,对马暖流逐渐成为影响日本海海洋沉积环境的主要因素。Ulleung 海盆南部底层水的含氧量在YD 期间有一定程度的降低,东海沿岸水的短暂强盛制约了深层水的流通。自距今10.5ka 以来对马暖流强盛,日本海海底处于富氧的沉积环境。
关键词:日本海;沉积环境;东亚季风;对马暖流
中图分类号:P72213;P736121+3 文献标志码:A
文章编号:025324193(2010)0120094213
1 引言
日本海(韩国人称东海)是西北太平洋一个半封闭的边缘海,它的海洋沉积环境的变化在很大程度上受全球海平面变化控制[1]。在早中新世(距今约20Ma )时日本海扩张到较大的范围并具有一定的
深度[2]。自距今1.71Ma 以来冲绳海槽北部地壳扩张造成对马2朝鲜海峡开启,对马暖流也在高海平面时流入日本海,成为驱动日本海表层和深层水之间水体交换的主要动力[3]。
调查和研究结果表明,自末次冰期以来日本海与太平洋和鄂霍次克海几乎相互隔绝[4-9],并且经历了几次大规模的海平面升降过程,在交替出现的富氧和缺氧海底环境中沉积了独特的半远洋沉积物[4,10]。这类沉积物几乎都是以厘米-分米级的强烈生物扰动沉积层、浅色贫有机质纹层和深色富有机质纹层的交替出现为主要特征[10-11]。在黑海[12]、圣?芭芭拉海盆[13]、加利福尼亚湾[14]、阿拉伯海[15]和大西洋[16]处于缺氧环境的一些海盆中也有类似的纹层状沉积物。这些纹层是生物和陆源物
质输入的年际或年际间变化的沉积记录,因此常被作为古环境指标来详细研究古海洋沉积环境的变化[17]。在现代海洋环境中底栖生物组合、生源沉积物的沉积结构以及它们与底层水溶解氧浓度之间的关系表明,沉积物的沉积结构是对底层水溶解氧浓度进行半定量研究的有效手段之一[14]。
末次盛冰期时海平面下降到现今海平面之下130m[18],日本海表层水盐度因其周围淡水的输入而降低[9],因密度差异水体出现分层现象,水体的垂直交换被限制在水深1000m以内[8],底层水的缺氧停滞状况达到极限[4],进而在海底沉积了具有细微纹层结构[11,19-20]、底栖生物缺乏[21]、硫与有机碳含量比值大[22]、磁化率低[23]、铼与镆含量比值小[24]、厚度超过40cm[19]的细粒深色沉积物(或称静海沉积物)。在末次冰期的其他时段(氧同位素3期和4期)虽然也有细微纹层沉积物,但是它的沉积特征都与末次盛冰期时的有一定的差别,表明当时日本海处于少氧的沉积环境,而非处于缺氧状态,营养丰富的东海沿岸水、沿岸淡水输入对日本海的影响增强,表层生产力提高[22,25]。关于氧同位素3期海平面在-70～-80m时日本海沉积环境的具体变化尚需大量的研究工作来证实。
目前对日本海沉积物的形成机制与底层水的含氧量密切相关是有共识的,但是关于不同沉积结构的形成原因还有很大分歧。Bahk等[11]认为纹层泥和均质泥可能是浊流沉积成因的,而生物扰动泥和纹层状泥分别是富氧和贫氧底层水环境的产物。Watanabe等[20]认为日本海深层水循环模式的变化是主要原因。对于自晚第四纪以来富营养物质的东海沿岸水和贫营养物质的对马暖流如何影响日本海南部的海洋沉积环境尚不完全清楚。
本文选择Ulleung海盆南部陆坡的一个重力活塞岩心(KCES1),根据沉积物沉积结构、颜色和粒度组分等参数在末次冰期以来的变化,讨论Ulle2 ung海盆底层水的含氧量变化特征。通过与冲绳海槽北部的表层海水温度记录和千年尺度东亚季风演化最新研究成果的对比,综合分析48ka以来Ulle2 ung海盆海底沉积环境对夏季风强弱变化、东海沿岸水和对马暖流输入的响应过程。
2 区域概况
日本海是一个典型的半封闭海盆,仅通过6个浅而窄的水道与东海、鄂霍次克海以及西北太平洋相通。日本海平均水深约1350m,最深3700多米[1],深水盆地被朝鲜海台、大和海脊和木木海脊分割为Ulleung海盆、大和海盆和日本海盆三部分(见图1a)。
现代的日本海表层和中层水(水深400m以上部分)南北温度差异很大,大致以40°N为界,两侧年平均温度分别约为12和5℃,相差近7℃[26]。日本海的深层和底层水一般分布在水深400m以下,深层水来源于日本海西北部,低温(<1℃)、高盐(≈34)、富氧(5～6mL/L),一般形成于冬季[27]。对马暖流经对马-朝鲜海峡流入日本海,是日本海尤其是南部海域表层和中层水体热量和盐分的主要来源[26]。抵达北部和西北部的对马暖流水在冬季低温和盐度对流的作用下与当地水体混合后下沉形成日本海深层水,进而驱动日本海环流系统的对流[20]。物理海洋学的研究表明,现代的对马暖流水是东海陆架水(主要为台湾暖流水)和黑潮水共同作用的结果(特别是夏季表层水体)[28],但是其温度和盐度因受周围入海河流的影响还有季节性变化,冬季温度低,盐度高,夏季则温度高而盐度低[9]。
Ulleung海盆是日本海南部的一个碗状盆地,其西部和北部陆坡陡峭,东部和南部陆坡平缓。因为在Ulleung海盆周边没有河流三角洲和海底扇沉积,晚第四纪以来海平面的剧烈波动破坏了陆坡沉积体的稳定性,在上陆坡区频繁发生海底滑坡、滑塌,所以碎屑流和浊流沉积等在下陆坡比较普遍[29]。现代Ulleung海盆表层海水的年平均温度在16℃上下[30]。
对日本海的古海洋学研究始于20世纪60年代。在最近10a对晚第四纪以来日本海海洋环境变化研究进展迅速。海底沉积物的沉积特征和年代学[1,7,11,31-32]、微体化石组成[8,33-35]、浮游有孔虫稳定同位素[6,24,36]、生物标志物及其同位素[5,30,37]和环境磁学[38]等被广泛用来建立日本海的地层层序以及恢复表层海水温度、盐度、底层海水的含氧量、海冰的扩展范围等影响日本海沉积环境的关键要素。
3 样品和方法
3.1 样品
重力活塞岩心K CES1(35°56.150′N,130°411915′E;长度为10.15m;水深1463.8m)位于Ulleung海盆东南部对马2朝鲜海峡北部对马暖流影响区域
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1期 刘焱光等:48ka以来日本海Ulleung海盆南部的海洋沉积环境演化
(图1b )。沉积物主要以黏土质粉砂和粉砂组成,
上部为均质泥质沉积,中部沉积物纹层结构比较
发育,下部结构混杂,从上至下有四层厚度不一的
火山灰层
。
图1 日本海的地理位置及主要洋流系统示意图(虚线框所示为Ulleung 海盆)(a ),KCES1孔位置(实心
圆)和文中所引用的岩心的位置(空心圆)(b )。水深单位为米
3.2 分析方法
为了客观地获得沉积物的颜色变化数据,利用
Minolta CM2002型分光光度计(日本Minolta 公司制造,波长为400～700μm )对KCES1孔的沉积物颜色进行了测量。数据采集点间距为1cm ,测量的区域为一个直径约8mm 的圆,测得的沉积物颜色数据便是该圆形测区内沉积物颜色的平均值。测量工作在国家海洋局第一海洋研究所完成。每个颜色数据由L 3,a 3和b 3三个参数构成,其中L 3代表沉积物的亮度,L 3为0表示颜色最黑,L 3为100表示颜色最白;a 3,b 3为色度坐标,其值的正负变化分别表示红、绿和黄、蓝颜色的变化。
用宽5cm ,厚1cm ,长30cm 的U 形有机玻璃
槽对岩心进行连续取样,在韩国海洋研究院(KOR 2DI )利用X 2射线成像系统连续测量沉积物的X 2射线影像,系统电压为40kV ,电流为3.5mA ,曝光时间为60s 。用富士相纸打印影像资料,以灰度表示,生物组分含量和孔隙度高的沉积物的X 2射线影像比低孔隙度的碎屑沉积物的影像颜色深。
基本按2cm 的取样间隔从KCES1孔沉积物中分取粒度样品,并在纹层比较发育的层位加密采样,共取得532块沉积物样品。将样品在80℃烘干;加入5mL 30%的过氧化氢(H 2O 2)溶液,在85℃水浴中加热1h 溶解有机质;加入5mL 10%的盐酸,在85℃水浴中加热1h 溶解生物碳酸盐和自生铁的氧化物、氢氧化物,然后将样品移入离心
69海洋学报 32卷
管,加去离子水离心清洗3次(转速为4500r/min ,离心20min )。粒度分析在国家海洋局第一海洋研究所粒度实验室用Malvern2000型激光粒度分析仪(英国Malvern 仪器公司生产)测定,仪器单机检测范围为0.02～2000100μm ,测量准确性达99%(国际标准粒子检验),重复性误差小于0.1%。利用《海洋调查规范第8部分:海洋地质地球物理调
查》(G B/T12763.8—2007)中福特和沃德公式计算
每个样品的平均粒径值。
从孔深156～160cm 的沉积物中挑选单种个体大于125μm 的浮游有孔虫(N eogloboqu d ri na p achy derm a )壳重10mg 在美国伍兹霍尔海洋研究所(W HO I )进行AMS 碳214年龄测定(测年样品的实验室编号为NOSAMS67025),并且利用CAL IB 5.0.1软件把测年值校正为日历年[39](表1)。
表1 K CES1孔的地层年代框架
层位/cm
测年材料和地层标志层
AMS 碳214测年(距今)/a
距今日历年龄/ka 沉积速率/cm ?ka -1
资料来源150～156N.pachy derma
5090±35
5.4±50
28.3本文179～181K 2Ah 火山灰标志层7.314.2
文献[41]252～254U 2Oki 火山灰标志层10.69文献[22]
260TL1层顶部11.4119.0402TL2层顶部17.6722.7466TL3层
24.3110.0493A T 火山灰标志层29.24 5.1636
SKP 21火山灰标志层底部
40.5
12.7
文献[32]
4 结果
4.1 典型地层的沉积特征
根据沉积物岩性描述和亮度值,并结合X 2射线
影像分析和粒度测量结果,可将KCES1孔的沉积
结构划分为四种:均质构造、纹层构造、纹层状结构和混杂结构(图2)。
图2 KCES1孔典型沉积层的X 2射线影像及其粒度组成特征
均质构造主要由构造均一的黏土质粉砂和粉砂组成。沉积物颜色浅且均匀,呈灰绿色,亮度值
7
91期 刘焱光等:48ka 以来日本海Ulleung 海盆南部的海洋沉积环境演化
一般为35～40,沉积厚度大(一般大于30cm)。沉积物的纹层状构造完全被破坏,在个别层位有明显的圆形生物虫管,表明该种沉积构造受到了强烈的生物扰动,海底沉积环境处于含氧量较高的状态。
纹层构造主要为近似平行的、毫米级的黏土质粉砂纹层(颜色深)和粉砂纹层(颜色浅)互层。层间界面清晰。沉积物颜色呈灰黑色-灰色,对应亮度值的低值区段,一般为25～30,表明海底环境处于静止缺氧状态。
纹层状构造具有一定的纹层构造,但是界面不太清晰,而且纹层较厚,一般为厘米-分米级。沉积物颜色较均一,呈灰绿色,亮度值在40左右波动,未见明显的生物扰动痕迹,表明海底环境处于含氧量较低的状态。
混杂构造由颜色不同的大量黏土和粉砂沉积物块体以及垂向展布的砂质沉积物条带组成,沉积结构混杂,无层次,亮度值变化大,代表了在短时间堆积的一种重力流沉积。
均质构造、纹层构造和纹层状构造沉积物的粒度特征都表现为近似对称的正态分布,众数值为9μm左右,以粉砂粒级组分(4-63μm)为主,含量一般大于70%,黏土粒级组分(<4μm)一般大于20%,几乎不含砂粒级(>63μm)组分。它们代表了日本海正常沉积物的粒度特征,与冲绳海槽北部正常状态下沉积物的众数值(7.8μm)[40]相近,是典型的半远洋沉积物。
4.2 岩性地层划分
根据沉积特征的差异,将KCES1孔自上而下分为7层(见图3)。0～244cm层为灰绿色均质结构黏土质粉砂,底部含较多小砾石;亮度值在120cm以上几乎没有变化,约为39,在120cm以下逐渐降低,至底部达到层内的最低值27;在180cm处见较多褐色火山物质。244～256cm层为灰黑色纹层状黏土质粉砂和粉砂,颜色在全岩心中最深(亮度值在25左右),底部为灰白色火山碎屑沉积层。256～273cm层为灰黑色-灰绿色黏土质粉砂和粉砂纹层,纹层厚度为0.6～110cm 不等。273～402cm层以灰绿色均质构造黏土质粉砂和粉砂为主,亮度值逐渐增加到与最上层相同的水平,在340cm以下变化很小。402～493cm层为灰绿色黏土质粉砂,由具纹层构造和纹层状构造的地层互层组成。493～730cm层为灰绿色黏土质粉砂,主要由具纹层构造和均质构造地层互层组成,内夹数层纹层状构造沉积层;亮度值变化很小。730～1015cm层为灰绿色黏土质粉砂,颜色不均,具混杂构造;亮度值呈锯齿状剧烈变化。详细的岩性描述见图3。
4.3 KCES1孔地层年代框架建立
日本海所处的地理纬度较高,碳酸盐补偿深度变化剧烈,深海盆沉积物中钙质生物壳体难以很好保存,因此对日本海建立详细的地层年代框架相对较困难。除了利用AMS碳214年龄、火山灰标志层[32]和全岩有机碳测年[33]等方法获得地层年龄之外,地层特征对比也是常用的方法。
晚第四纪以来九州岛和Ulleung岛上发生的大规模火山喷发在日本海南部海底沉积物中形成扩展范围很广的火山碎屑层可为区域性的古海洋学研究提供可信的地层对比依据。这些火山碎屑沉积层主要有K2Ah(距今7.3ka)[41]、U2Oki(距今10.69ka)[22]、A T(距今29.24ka)[22]、S KP21(距今40～41ka)[32]和ASO24(距今84～89ka)[42]。
Tada等[10]对日本海ODP797孔晚第四纪以来沉积特征进行研究后发现深色和浅色沉积物交替出现的特征在日本海普遍存在,并且在日本海南部和中部的岩心中具有同时性和可对比性,表明暗色纹层的出现可作为日本海地层对比的一个标志层,并得到了广泛应用[8,22,30,33,36]。大量的研究都证明,日本海第一个深色纹层(TL1)的沉积年代为距今11.41ka[22],第二个深色纹层(TL2)较厚,其沉积年代为距今14.5～23ka[4]。
如图4所示,KCES1孔的沉积记录与距其非常近的1603孔[6]和邻近的MB97PC219[11]、T Y992 PC18孔[9]等的岩心有非常好的对应关系。KCES1孔中的四层火山碎屑沉积层与K2Ah,U2Oki,A T 和S KP21等火山灰标志层有很好的对应,244～256cm的灰黑色纹层和纹层状构造沉积层可与TL1层对比,402～456cm层为第二个深色纹层序列(TL2层),458～468cm层为第三个深色纹层序列(TL3层)。因此,根据AMS碳214测年结果、火山灰标志层和深色纹层标志层的沉积年代,可初步建立KCES1孔的地层年代框架(见表1)。根据线性沉积速率估算,KCES1孔730cm处的沉积年代约为距今48ka。
89海洋学报 32卷
图3 KCES1孔沉积物的岩性描述结果和地层划分99
1期 刘焱光等:48ka以来日本海Ulleung海盆南部的海洋沉积环境演化
图4 KCES1孔的沉积记录及其与邻近岩心的对比
图中所示各层位的年龄为距今年龄;对1603和MB97PC219孔的年代数据进行了全球海洋碳储库(400a)年龄校正,但是未进行日历年校正。KCES1孔730cm以下的地层可能是海底滑坡的产物,不适合进行沉积学研究。图例同图3。
5 48ka以来Ulleung海盆南部的海洋沉积环境变化
深色、浅色沉积层的交替出现(图4)是日本海岩心中普遍存在的沉积特征,底层水含氧量和生产力的变化是这种沉积特征出现的主要原因[22]。在冬季风作用下,日本海西北部富含氧气的表层海水温度下降、结冰、下沉而形成深层水,其溶解氧含量甚至高于北太平洋的[36],用化学元素示踪法研究获得的结果表明日本海深层水具有100～300a的循环周期[43]。作为流入日本海的惟一的外海暖流系统———对马暖流携带的高盐水体可到达日本海北部并影响深层水的形成[44],可见末次冰期以来海平面变化造成的对马2朝鲜海峡的深度变化不仅直接控制着对马暖流流入日本海的水量,而且对日本海深层水的形成也有很大的影响。
根据KCES1孔深色和浅色沉积层的垂向分布特征与全球海平面变化、冲绳海槽北部的古海洋学研究以及季风演化等研究成果的对比,可将距今48ka以来Ulleung海盆南部的海洋沉积环境的阶段性变化概括如下。
5.1 距今48～29ka(730～490cm)
沉积物浮游有孔虫氧同位素记录表明在距今59～24ka(氧同位素3期)日本海南部表层海水温度比现代低但相对比较稳定,海平面基本在-70～-80m(见图5e)[36]。根据沉积物长链烯酮不饱和指数(U k37或U k′37)计算的表层海水温度(U k372t ss)为10～12℃[30],比现在低4～6℃。Siddall等[45]认为
001海洋学报 32卷
在距今70～25ka 海平面重建的误差为±12m ,因此沉积物特征在此期间的变化应该很小。在距今48～29ka ,KCES1孔沉积物的平均粒径和粒度组
分只发生了很小变化(火山碎屑沉积层除外)(图5a ,b ,c ),表明该时期Ulleung 海盆南部的沉积动力环境相对比较稳定
。
图5 距今48ka 以来KCES1孔沉积特征变化与其他古环境变化记录的对比
根据地层年代标尺可将所有曲线进行对比。a ,b ,c.KCES1孔中沉积物的粒度特征变化;d.冲绳海槽北部MD982195孔表层古海水温度变化曲线[46];e.虚线所示为利用冰川2水文2均衡模式获得的冰体积均衡海平面变化曲线(相对海平面高程数据来自胡恩半岛、巴布亚新几内亚和澳大利亚西北部等地)[47],因在距今22.5ka 之前的海平面变化的区域性差异较大(虚线包围的粗线),因此以不同时段海平面估计值的范围表示,图中实线所示为黄海海平面变化曲线[48];f.湖北神农架地区三宝洞内石笋的氧同位素记录[49]
该段岩心由具纹层沉积构造与具均质构造的沉积物互层构成,包含几层具纹层状构造的沉积层,平
均沉积速率为12.7cm/ka (见表1)。均质构造沉积层占主要地位且厚度较大,表明在距今48～29ka ,Ulleung 海盆南部底层水总体上流通性较好,但是
其溶解氧含量变化比较剧烈。具纹层构造的沉积层可很好对应沉积物平均粒径的高值和冲绳海槽北部表层海水温度的低值(图5a ,d ),但是与海平面的对应关系不明显(图5e ),这也表明在距今48～29ka Ulleung 海盆的沉积环境对海平面变化不敏感。
既然10～15m 的海平面变化幅度不能造成日本海海洋沉积环境的强烈变动,那么是什么原因导致Ulleung 海盆南部底层水含氧量的剧烈变化呢,富含营养物质的上升流[46]或东海沿岸水的强弱变化可能是主要原因。因为此时海平面位于现今海平面以下-70～-80m ,东海沿岸水可扩展至东海陆架边缘并对冲绳海槽北部产生很大的影响。现在水
体环境中G.bulloi des 在东海陆架和黑潮的边缘区含量丰富[50],冲绳海槽北部氧同位素3期沉积物中
G.bulloi des 占优势,表明受古黄河和古长江水体
控制的低温、低盐、高营养盐的东海沿岸水对冲绳海槽北部海域有很大的影响[46]。Wang 等[49]对我国中部洞穴中石笋的氧同位素记录进行了高分辨率研究(图5f ),证明石笋的氧同位素变化在很大程度上反映了大气降水的氧同位素变化,从而可指示夏季风强度和降水量的变化。在距今48～29ka KCES1孔中具纹层沉积构造的地层与石笋氧同位素的高值有比较好的对应关系(图5),表明增强的夏季风降水使长江和黄河的入海径流量相应增大,东海沿岸水通过狭窄的对马2朝鲜海峡为日本海输入大量的低盐水和营养物质,制约了日本海西北部深层水的生成,从而在海底沉积了与缺氧沉积环境相对应的纹层结构沉积物,同时日本海周边陆域大量的淡水输入也加速了低盐的表层海水发生扩张,更加削弱
1
011期 刘焱光等:48ka 以来日本海Ulleung 海盆南部的海洋沉积环境演化
了底层水的流动性[25]。
5.2 距今29～24ka(493～468cm)
孔深493～468cm为末次盛冰期早期(距今29～24ka)时的沉积物。该单元沉积物纹层构造不明显,主要由纹层状构造(下部)和均质构造(上部)黏土质粉砂和粉砂沉积物组成,因受A T火山碎屑的影响底部沉积物颗粒明显变粗(见图5a,b)。
从距今30ka开始全球海平面迅速降低,至距今24ka海平面已下降到现今海平面以下120～130m(见图5e),日本海也逐渐变为一个封闭的海盆。冲绳海槽北部的表层海水温度逐渐下降(见图5d),对马暖流强度减弱直至消失,但是此时黑潮仍然从冲绳海槽北部流过[51]。我国内陆的夏季风降水也逐渐减弱(冬季风增强)(见图5f)。增强的冬季风使日本海西北部低温、高盐和溶解氧含量高的底层水生成速度加快,从而驱动了底层水循环。这一时段内沉积速率很低,平均值约为5.1cm/ka(见表1),这与同时期大和海盆的沉积速率和陆源物质堆积速率的变化趋势一致[36]。
5.3 距今24～17.5ka(468～402cm)
此段岩心的平均沉积速率为10.0cm/ka,它代表了末次盛冰期晚期(距今24～17.5ka)时的地层。沉积物颜色深,纹层构造明显,平均粒径变化较剧烈。与纹层构造沉积物相比,纹层状构造沉积物的粒度明显变粗,砂粒级组分含量迅速增加,而粉砂粒级组分含量变化很小(见图5a,b,c)。
在距今24～19ka日本海的海平面基本稳定在现今海平面以下120～130m,然后又逐渐上升至距今17.5ka时的-100m上下(见图5e),此时东海陆架大部分处在海平面以上,黑潮对冲绳海槽的影响减弱,冲绳海槽北部也因此受到东海北部沿岸水的显著影响,沉积物中长链烯酮不饱和指数2海面温度(U k372t ss,t ss表示海面温度)在距今24～19ka时逐渐升高且变化剧烈表示有淡水的影响[46]。日本海水体在距今37～17.5ka因海平面下降而出现分层现象,水层间的垂直交换受到限制,底层水处于缺氧状态,大量的太阳辐射能被分层的上层海水吸收,表层海水年平均温度为18～19℃,但是盐度较低[37]。浮游有孔虫氧同位素在距今33～17.5ka期间不是逐渐变重而是变轻,然后又突然变重,直到距今12ka后才又逐渐变轻,这也说明表层海水盐度的大幅度降低[3]。
虽然目前对日本海表层海水温度异常高值在末次盛冰期时是否存在有很多争论,但是其表层海水发生淡化是普遍的共识。在距今24～17.5ka时, 10～30m深的对马2朝鲜海峡并不能为对马暖流提供影响日本海的条件,同时也控制了日本海深层水的形成,而此时我国内陆的夏季风活动相对较强[49] (见图5f),这也表明日本海周边地区的降水增加,降雨量高于蒸发量[36],促成了日本海水体的分层,底层水处于停滞缺氧状态,因此在日本海各个海盆内也都形成具纹层结构的深色沉积层。
5.4 距今17.5～12ka(402～273cm)
在距今17.5～12ka海平面从-100m阶段性上升至-70m上下(见图5e)。表层海水盐度的研究结果表明:在距今15～14ka,Ulleung海盆的表层水盐度仍然比较低,有大量的低盐水体通过对马2朝鲜海峡流入日本海;至距今14ka后又逐渐上升,但是在距今11ka之前都维持在比现在低的盐度水平上[9]。
402～273cm层的岩心主要由均质构造的粉砂沉积物构成,沉积物颜色逐渐变深(见图3)。在距今1715～15ka沉积物迅速变粗,粉砂粒级组分含量几乎不变,砂粒级组分含量迅速增加(见图5b, c),平均沉积速率较高(22.7cm/ka)。此时海平面相对稳定,我国内陆石笋氧同位素值的突然增大表明夏季风强度突然减弱[49],在此期间增强的冬季风所携带的大量粗粒风尘物质应该是使Ulleung海盆南部沉积物突然变粗的主要原因(见图5a)。在距今15～13ka海平面快速上升(见图5e),冲绳海槽北部表层海水温度[46]和我国内陆的降雨量[49]都迅速增加,通过对马2朝鲜海峡流入日本海的低盐水体流量迅速增大,可与MWP21A冰融水突发事件相对应[52],Ulleung海盆南部沉积物的砂粒级组分含量也相应降低。深层水的流动性在距今17.5ka时突然增强也应该部分归因于低温富氧的西北太平洋水体开始通过津轻海峡进入日本海并下沉进入底层水体[8]。在距今13～12ka东海的海平面基本稳定在-70m上下,我国内陆石笋氧同位素值又突然增大表明夏季风强度的突然减弱[49]、冲绳海槽北部的表层海水温度迅速降低[46]是对新仙女木(Y ounger Dryas,YD)气候变冷事件[52]的响应(见图5f)。在距今14～11ka Ulleung海盆的表层水盐度逐渐上升表明,YD期内主要是盐度较高的对马暖流流入日本海,底层水流通性较好[9]。KCES1孔的沉积结构在YD早期并没有突然变化,但是沉积物颜色迅速加深(见图3),这可能说明了Ulleung海盆南部
201海洋学报 32卷
底层水的含氧量在YD 期间有一定程度的降低。5.5 距今12～10.5ka(273～244cm)
该段岩心包括一层纹层沉积和一层纹层状沉积,中部为U 2Oki 火山碎屑标志层,沉积物以黏土质粉砂为主,除火山碎屑沉积层外,沉积物粒度特征变化很小(图5a ,b ,c )。与距今12～11.5ka 发生的MWP 21B 冰融水突发事件[52]相对应,东海海平面迅速上升至-40m (见图5f ),对马暖流也开始持续影响日本海的海洋环境。在此期间沉积物颜色最深(见图3),对应了日本海的第一个深色纹层沉积(TL1)层序,说明在距今12～10.5ka 虽然海平面上升较快(见图5e ),但是日本海深层水的交换却突然停滞,海底处于含氧量较低的沉积环境。
对沉积物中深水放射虫组合变化研究表明,日本海深层水在距今11.5～11ka 曾发生过短暂的分层现象,水体间的交换仅发生在1000m 水深以内[8]。与距今11.5～10.5ka 冲绳海槽北部表层海水温度突然降低[46](见图5e )相反,我国内陆的季风降水急速增加(见图5f )[49],表明在此期间通过对马2朝鲜海峡流入日本海的水体中低盐的东海沿岸水占很大优势,它制约了深层水在日本海西北部的形成,使底层水含氧量大幅降低。5.6 距今10.5ka 以来(244～0cm)
244cm 以上的岩心是Ulleung 海盆全新世沉积层,由具均质构造的黏土质粉砂组成。砂粒级组分含量变化很小(见图5a ),表明Ulleung 海盆在海平面高位时陆坡环境稳定,底层水流通性好。
自全新世以来(距今12ka -),虽然在早期日本海底层水发生了短暂的停滞,但是对马暖流一直是制约日本海海洋沉积环境的决定性因素。强盛的对马暖流和深层水的快速生成加强了底层水的循环,海底处于富氧的沉积环境。自距今9ka 以来冲绳海槽北部表层海水温度变化幅度较小[46],说明对马暖流的强度变化比较稳定,日本海的海洋沉积环境与现今的相似。
6 结论
(1)根据沉积物亮度、X 2射线影像和粒度分析
资料,将日本海Ulleung 海盆KCES1孔的沉积结构归纳为四种:均质构造、纹层构造、纹层状构造和混杂构造。
(2)利用AMS 碳214年龄、火山灰年代学和地层标志层建立了KCES1孔的地层年代框架。根据沉积构造差异,将KCES1孔距今48ka 以来的沉积层序划分为6个地层单元。
(3)自距今48ka 以来Ulleung 海盆南部沉积物沉积特征的交替变化是在全球冰期/间冰期气候旋回背景下,海平面、夏季风、东海沿岸水、对马暖流和深层水生成速率等多种因素共同作用的结果。
(4)在距今48～17.5ka Ulleung 海盆南部底层水交换变化剧烈,深色纹层和浅色均质结构沉积层交替出现,海平面和夏季风降水强度的变化是此时期日本海底层水溶解氧含量变化的控制因素。从距今30ka 开始,全球海平面迅速降低,日本海沉积速率降低。在末次盛冰期早期增强的冬季风使日本海西北部深层水生成速率加快,Ulleung 海盆南部的底层水含氧量高。在距今24～17.5ka 夏季风活动相对稳定,降雨量高于蒸发量,日本海水体出现分层,海底处于停滞缺氧沉积环境。
(5)自距今1715ka 以来海平面呈阶段性快速上升,底层水含氧量较高,Ulleung 海盆南部沉积速率迅速增加,对马暖流逐渐成为影响日本海沉积环境的主导因素。在距今17ka 时低温富氧的西北太平洋水体通过津轻海峡进入日本海并下沉使深层水的流动性突然增强。在Y D 期间Ulleung 海盆南部底层水的含氧量有一定程度的降低。在距今1115～1015ka 日本海水体发生过短暂的分层现象,东海沿岸水强盛,它制约了深层水在日本海西北部的形成,使底层水含氧量大幅降低。自距今1015ka 以来对马暖流强盛,日本海海底处于富氧的沉积环境。自距今9ka 以来日本海的海洋沉积环境与现在的相近。
感谢韩国海洋研究院(KORDI )提供研究样品!感谢中国科学院海洋研究所王旭晨研究员在AMS 碳214测年方面给予的大力帮助!
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The depositional environment in the southern U lleung B asin
in the E ast Sea(the Sea of Japan)since the last48000a L IU Yan2guang1,SH I Xue2fa1,SU K Bong2Chool2,L I Chao2xin1,WAN G Kun2shan1,L I Xiao2yan1
(1.Key L aboratory of M arine S edimentology and Envi ronmental Geolog y,Fi rst I nstitute of Oceanog rap hy,S tate Oceanic
A dminist ration,Qing dao266061,China;2.S outh S ea Research I nstitute,Korea Ocean Research&Development I nstitute, Geoje656-830,Korea)
Abstract:Sedimentological data are acquired f rom a piston core KCES1off t he sout hern Ulleung Basin margin in t he East Sea(t he Sea of J apan).These data include sediment color,X2ray radiograp hs,grain2 size dist ribution and AMS carbon214dating.Four kinds of sediment s(homogeneous,laminated,crudely laminated and hybrid sediment s)are identified according to t he characteristics of t he sedimentary st ruc2 t ures t hat are considered to reflect changes in bottom2water oxygenation.The alternations of dark laminat2 ed/crudely laminated sediment s and light homogeneous sediment s represent millennial2scale variatio ns which are po ssibly associated wit h t he high2resolution changes in East Asian monsoon(EAM).The rela2 tive cont ributio ns of t he East China Sea coastal water(ECSCW)and t he Tsushima Warm Current(TWC) have been likely main reasons for t he repetition of t he anoxic and oxic depositional conditions in t he East Sea since t he last48ka BP.During t he interstadial,t he st rengt hened summer EAM was attributed to t he develop ment of expansion of t he ECSCW because of more humid climate in cent ral Asia,and more strongly low2salinity,nutrient2enriched water was int roduced into t he East Sea.The ventilation of deep water was rest ricted and t he dark laminated layer depo sited t herefore under t he anoxic bottom water condition.Dur2 ing t he lowest stand of sea level in last glacial maximum,t he isolated East Sea dominated by stratified wa2 ter masses and t he euxinic depositional environment formed.The homogeno us sediment s predominated since17.5ka B P indicate t hat t he TWC has int ruded into t he East Sea gradually wit h t he stepwise rise of sea level and t he bottom water oxygen level is high.During t he late Y ounger Dryas(YD)period,t he last dark laminated layer deposited because t he ventilation of bottom water was rest ricted by stro nger summer EAM.The TWC has strengt hened and t he bottom water has become oxic again since10.5ka B P.
K ey w ords:East Sea;depo sitional environment;East Asian monsoon;Tsushima Warm Current
第7卷 第3期1999年9月 盐湖研究 JOU RNAL O F SAL T LA KE R ESEA RCH V o l.7 N o.3 Sep.1999 我国湖泊沉积环境演变研究中元素 地球化学的应用现状及发展方向α 谭红兵 于升松 (中国科学院青海盐湖研究所,西宁810008)α 摘要 全球气候恶化,洪涝、风沙、干旱等自然灾害频繁,科学研究预测区域乃至全球环境演变趋势,并采取有效措施加以防治,成为目前全人类面临的一大课题。要科学的掌握环境变化的规律,就必须研究过去的环境变迁,沉积物无疑是最好的研究对象。而湖泊在其发生发展过程中,直接出露于地表,其沉积物则是最好记录环境变化信息的载体。近几年来元素地球化学在研究湖泊演变历史,揭示湖泊环境变迁等方面取得了很大的进展。根据目前的研究现状,今后的工作应着眼于分析研究引起源泊环境变化的原因,环境演变与人类活动的关系及其演变规律,进而对未来环境演变趋势进行预测和对自然灾害进行防治,或许是今后湖泊沉积物元素地球化学研究的主要方向。 关键词 湖泊沉积物 元素地球化学 环境演化 影响因素 分类号 P941.78 X142 目前对湖泊沉积物地化元素的研究主要从其特征元素的含量及其元素对的比值分析、微量元素异常分析、稀土模式分析、同位素分布特征等几个方面着手研究,力图找到变化规律,建立变化模式,并应用于实践。 1 湖泊沉积物元素地球化学研究的应用现状 1.1 湖泊沉积物有机质中特征元素含量变化的研究 沉积物元素的地球化学性质和沉积环境对元素在空间上的分布有重要影响〔1〕,而沉积物中的有机质与生物作用密切相关,生物活动又依赖于环境条件,故对这些有机地化元素的研究更具突出意义。目前分析最多的有机质元素有C,N,P,S,H等。 目前有机碳常用测定方法:重铬酸钾(K2C r2O7)容量法-外加热法,也可将样品烘干用L ECOCHN-932元素分析仪测定〔2〕。有机N,P用过硫酸盐-紫外分光光度法测定,有机S可将样品压制成饼,使用R igaku R I X2000型荧光分析仪测定〔3〕。氢指数(H I)在ROCK-EVAL 热解仪上进行,结果以S23100 TOC计算,即可得每克有机质碳热解产生的毫克烃量作为指标。〔4〕 对于分析结果,在湖泊沉积物研究中则常把有机碳(TOC),总硫和其比值(TOC T S), α α修回日期:1999201212 收稿日期:1998212221
35 Luo Z W,Thom ps on R,W oolliams J A.A population genetics m odel of marker2assisted selection.G enetics,1997,146:1173～1183 36 Hill W G,R oberts on A.Linkage disequilibrium in finite populations.Theor Appl G enet,1968,38:226～231 37 K imura M.Ev olutionary rate at the m olecular level.Nature,1968,217:624～626 38 G illespie J H.The Causes of M olecular Ev olution.New Y ork:Ox ford University Press,1991 39 Freimer N B.Expanding on population studies.Nature G enetics,1997,17:371～373 (1998210228收稿)中国湖泊沉积与环境演变研究的新进展 王苏民 张振克 (中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊沉积与环境开放实验室,南京210008) 摘要 综合分析了80年代后期以来中国湖泊沉积与环境演变研究的新进展,着重对湖泊沉积记录与亚洲古季风变迁、青藏高原隆升的湖泊沉积记录、高分辨率湖泊钻探研究、盐湖沉积与环境演变、人与自然相互作用的湖泊响应、现代湖泊生物地球化学作用等方面进行了扼要综述,指出今后中国湖泊沉积与环境演变研究的主要内容,包括湖泊沉积环境指标与气候要素关系的定量研究、高分辨率环境演化时间序列与空间分异规律、现代湖泊沉积动态过程与环境、中国第四纪湖泊数据库与全球变化研究. 关键词 湖泊沉积 环境演变 新进展 中国 1986年国际科学联合理事会(ICS U)组织实施的以全球环境变化研究为核心的国际地圈生物圈计划(IG BP),在重视现代全球变化过程研究的同时,亦强调对过去全球变化(PAGES)的研究.IG BP的目标是增强对未来几十年至百年全球变化的预测能力,为国家和全球的资源管理和环境战略决策服务. 湖泊沉积记录的环境演变研究是PAGES的重要研究领域之一,我国湖泊沉积与环境研究在80年代中期以前主要是围绕石油、煤炭、盐湖盐矿资源的勘探与开发,对中、新生代盆地的古湖泊沉积与环境进行较深入的研究[1].80年代后期以来由国家科委、国家自然科学基金委、中国科学院、各部委资助的有关研究项目组成了我国全球变化研究计划的核心[2],其中利用湖泊沉积进行环境演变研究已成为十分活跃的领域,有力地推动了中国PAGES研究的发展.本文就80年代后期以来中国湖泊沉积与环境演变领域的进展与展望提出雏议. 1 湖泊沉积与环境研究的新进展 1.1 研究范围扩大、内容丰富、成果显著 我国自然环境的区域差异显著,不同区域的湖泊沉积与环境演变过程存在较大差异.80年代后期以来湖泊沉积与环境演变研究的专著和论文涉及的研究范围扩大,内容日益丰富,成果显著,其中主要有青藏高原盆地(古湖泊)、湖泊和盐湖[3～34]、新疆干旱区湖泊和盐湖[35～44]、内蒙古高原湖泊和盐湖[45～56]、中国东部平原湖泊[57～75]、云贵高原湖泊[76～83]和台湾高山湖泊[84,85].借鉴国际湖泊沉积环境研究,采用多环境指标从不同的角度对湖泊环境进行综合判识,研究水平不断提高.对与湖泊沉积相关的现代湖泊资源开发与环境也进行了较深入的研究,对合理开发利用湖泊资源和解决中国当前日益严重的湖泊富营养化、水污染等环境问题进 975
第七章中国自然环境演变 古地理学 研究古地理的方法:通过对组成地壳岩石（沉积岩、火成岩、变质岩）的岩相或形成环境、地壳运动以及沉积岩中所含生物化石和对气候环境具有指示意义的矿物及岩层的综合分析来进行。 1生物地层法：沉积岩上下间的接触关系，沉积物的颗粒、质地、颜色的变化，岩层中或沉积物中所含的一些生物遗体或遗迹（化石）都可以从不同角度来反映当时的构造运动形式，古气候状况。 2放射性测年手段（20世纪60年代以来） 3同位素测定年龄方法 第一节第四纪以前古地理景观的演变 晚元古代以前（17亿年以前）已经形成一个不大古陆台。轮廓像平卧的镰刀。进入晚元古代之后，先后发生了4次较重要的带有普遍性的造山—造陆运动：东安运动（武陵运动），晋宁运动（雪峰运动），澄江运动，震旦运动。生物：震旦纪初期，生物以低等海藻为主；晚期，出现硬壳的小型动物； 古气候：震旦纪初期，柴达木以北、胶辽地区（燥热）、华南（温暖或湿热）；晚期，一些高山地区形成山谷冰川。震旦纪大冰期：具有世界意义的最古老一次冰期 一、古生代自然地理环境 古生代包括早古生代（寒武纪、奥陶纪、志留纪）和晚古生代（泥盆纪、石炭纪、二迭纪）。 泥盆纪早期的加里东运动；二迭纪末期的海西运动； （一）加里东运动以前的环境 1.海洋>陆地：海洋占优势的时代 2.生物界：动物，海生无脊椎动物空前繁盛，三叶虫是当时的代表种（约占60％）。其次是腕足类动物（约占30％）；植物仍以海生菌藻类为主。末期出现少量半陆生的裸蕨植物。 （二）加里东运动的结果：加里东运动是一次造陆运动。使我国陆地范围扩大，生物界开始征服大陆。 植物界第一次大发展：蕨类时代 泥盆纪（以裸蕨为代表，“裸蕨时代”）；石炭二迭（蕨类时代，我国重要的成煤期之一） 动物界两次大飞跃：从无脊椎到脊椎和从水到陆。 泥盆纪“鱼类时代”；石炭二迭，总鳍鱼，逐步演化成两栖类“两栖类时代” （三）海西运动 1是一次造山运动；天山、昆仑山、祁连山、秦岭以及蒙古—兴安、阿尔泰等海槽都相继隆起，形成古天山、古昆仑山、古秦岭、古阿尔泰山等许多主要山脉，并伴随着广泛的岩浆活动； 2地势起伏，分异显著，山岭盆地，互相隔阻，中国出现大陆空前占优势的时代； 3气候由湿润变得十分干燥。 4环境的变化使得生物界进一步发展，出现了松柏科、苏铁科和银杏目的植物（裸子植物）， 5出现了爬行动物。 二中生代自然地理环境 （一）海陆与地形的变化 1.印支运动（三迭纪中晚期）：使得古秦岭、故昆仑山等重新上升，云贵高原出露，横断山脉隆起，海水西退，中国已经从海陆对立的环境发展到大部分是大陆的环境。即基本结束南海北陆的局面，使华南华北连成一片完整大陆。当时我国地形大势东高西低，河流向西流。 2.燕山运动（侏罗、白垩纪）：这次运动对我国的大地貌具有十分重要的意义，它奠定了我国大地貌的骨架。（1）除喜马拉雅地区、台湾及东北北部外，全国陆地连成一片。 （2）在老构造基础上发生强烈的断块升降运动，造成许多断陷盆地和断块山地。 （3）造成了东部的华夏式构造，包括华夏式山地和长轴为华夏式的盆地，并伴有广泛大规模的岩浆侵入和喷发活动。 我国现代构造和地貌轮廓在中生代末期，即燕山运动以后就基本上奠定基础。 （二）气候和生物的演变 1.气候转向温暖，出现明显的地带性分异。 由于白垩纪炎热的气候条件，加上燕山运动造成的断陷盆地发育红色风化壳。。。流水作用侵蚀、搬运、沉积于盆地中，发育成红层。 在广大内陆盆地和东南沿海一带小型盆地内白垩系地层中含有丰富的石膏、芒硝及岩盐等卤族元素矿产。 2.生物界：植物中松柏、苏铁、银杏类繁盛，中生代“裸子植物时代”。海洋中菊石类繁盛。晚三迭纪、侏罗纪
| | | | | | | |装| | | | |订| | | | | |线| | | | | | | | | 防灾科技学院 2014 ~ 2015 学年第一学期期中考试 沉积环境沉积相试卷（A）标准答案与评分细则使用班级1250131、1250132、1250133 答题时间90分钟 一、 填空题（本大题共 5 小题，每空 1 分，共15 分。） 1、具有颗粒结构的碳酸盐岩，由( )、( )、 ( )、( )等四种结构组分组成 2、（）是辫状河最突出的特征 3、构造成因的湖泊可进一步分为（） 、（）、（）三个基本类型 4、粒度分析的主要方法有( )、( )、( ) 5、沉积岩原始物质是形成沉积岩的物质基础，其来源有四种，即( )、( )、( )、( ) 二、 判断题（本大题共 5 小题，每题 2 分，共10 分。） 1．基性斜长石的风化稳定性比酸性斜长石低，因此在沉积岩中，基性斜长石很少见到（） 2．在沉积学范畴中牵引流是最常见的 （）3．平行层理是低能或静水环境的标志之一（）4．邓哈姆（Dunham）的石灰岩分类基本上是一个三端元的分类（）5．河流相的二元结构是一个逆粒序（） 三、 名词解释（本大题共 5 小题，每题 3 分，共15 分。）1、瓦尔特相律 2、楔状交错层理和槽状交错层理 3、鸟眼构造 4、急流、缓流、层流、紊流 5、沉积环境和沉积相 四、 简答题（本大题共 4 小题，每题5分；共20分）1、简述三角洲的分类
| | | | | | | |装| | | | |订| | | | | |线| | | | 2、简述冲积扇相沉积模式 3、简述湖泊相沉积模式 4、简述砂岩的分类及其所代表的沉积环境 五 论述题本大题共4小题，每题10分；共40分）1、比较曲流河和辫状河垂向序列的特点 2、论述河控三角洲的沉积模式和沉积序列
大亚湾沿岸全新世以来的沉积环境变化 发表时间：2019-05-05T11:16:56.363Z 来源：《防护工程》2019年第2期作者：冀英梅[导读] 全新世晚期则又进入海退的过程。由此表明进入全新世，大亚湾海岸带经历了海退、海进、海退沉积旋回。 广东省地质局第七地质大队广东惠州 516001 摘要：通过钻探资料分析大亚湾沿岸沉积物特征，了解大亚湾沿岩全新世以来的沉积环境变化。关键词：大亚湾沿岸；沉积物特征；沉积环境变化0 引言 随着粤港澳大湾区的建设发展，大亚湾作为粤港澳大湾区重要组成部分，因此研究该地区的古地理及古环境变化很必要。研究大亚湾沿岸全新世以来的沉积环境变化有助于深入了解该区的环境演化，对该区的规划治理、工程建设、提取海平面变化信息、了解全新世海平面状况有着重要的现实意义。通过对钻孔资料的收集整理，研究第四系沉积物组合特征，划分沉积相，根据纵向、横向剖面上分析大亚湾沿岩全新世以来的沉积环境变化。 1 利用钻孔位置的分布区域 本次分析共利用钻孔12个，主要分布在大亚湾南海石化场地和考洲洋湿地（见图1）。分布于南海石化场地的钻孔7个，分布于考洲洋湿地的钻孔5个。钻孔详细位置见图2、图4。 图1 利用钻孔主要分布区域图 2 沉积环境变化分析 2.1 南海石化场地沉积环境变化 南海石化场地位于大亚湾西北部沿岸地带，属山前海积平原。本次收集南海石化场地选址阶段（1992年）勘察报告的7个钻孔，钻孔位置见图2。根据钻孔揭露，自下而上分别是侏罗系下统地层（J，砂岩、泥岩）；第四系残积层（Qel）：硬塑粉质粘土或粘土；冲洪积层(Qal+pl)：硬塑粉质粘土、中密含粘性土漂石或漂石、稍密粉土；海积层(Qm)：软塑淤泥质土、海滩岩、松散细砂；第四系冲积层(Qal)：可塑含卵石粉质粘土。 纵剖面方向基本垂直海岸，见图2，共4个钻孔，其中南侧的BH21孔揭露海滩岩；横剖面基本平行海岸，见图2，共4个钻孔。（1）全新世早期，海退过程中，河流侵蚀基准面降低，形成较大的水面比降，河水与海水发生碰撞，在河口前方强烈冲刷成坑，将冲刷的出的物质带至远河口一端沉积。在纵剖面可以看到，由北往南，形成两处的透镜体状的②粉质粘土。 图2 南海石化场地钻孔及剖面分布图
鄂尔多斯盆地的沉积演化 盆地沉积演化阶段： 第一阶段：上三叠系延安组。潮湿型淡水湖泊三角洲沉积阶段 晚三叠世的印之运动，盆地开始发育，基地稳定下沉，接受了800-1400m的 内陆湖泊三角洲沉积，形成了盆地中主要的生油岩和储集层。 第二阶段：下侏罗系富县组、延安组。湿暖型湖沼河流相煤系地层沉积阶段延安统沉积后，三叠纪末期的晚印之运动使盆地整体抬升，延长组顶遭受 不同程度的风化剥蚀形成了高差达300m的高地和沟谷交织的波状丘陵地形。细 划出了一幅沟谷纵横，丘陵起伏，阶地层叠的古地貌景观。三叠系延长组与上覆 侏罗系富县组地层之间存在一个不稳定的平行不整合面。 因盆地的西南部抬升幅度较其他地区大，使陇东地区延长统遭受了强烈的 风化剥蚀。所以陇东的测井剖面上普遍缺失长１、长２地层，个别井长３甚至长 ４＋５顶都不复存在。 到侏罗纪延长统顶侵蚀完成，盆地再度整体下沉，在此基础上开始了早侏罗世湿暖型湖沼河流相煤系地层沉积。 在延长统顶部的风化剥蚀面上，侏罗纪早期富县、延10期厚0—250米的河流相粗碎屑砂、砾岩，以填平补齐的方式沉积，地层超覆于古残丘周围。延10期末，侵蚀面基本填平，盆地逐渐准平原化，气候转向温暖潮湿，从而雨量充沛，植被茂盛，出现了广阔的湖沼环境，沉积了延9～延4+5厚度250～300ｍ的煤系地层。经差异压实作用形成了与延长顶古残丘，古潜山基本一致具继承性的披盖差异压实构造，成为中生界的主要储集层及次要生油层。 第三阶段：中侏罗系直罗组、安定组，干旱型河流浅湖地层沉积阶段 延安期末的燕山运动第一幕，盆地又一度上升造成侵蚀，使盆地中部的大部分地区缺失了延１～延３地层，延安组（延４＋５）与上覆的直罗层之间存在一平行不整合面。 中侏罗世盆地第三次下沉，沉积了干旱（氧化）气候条件下的直罗组大套红色河流相砂岩，进而又沉积了上部安定组浅湖相杂色泥灰岩，之后盆地又再度
贵州晚二叠世含煤地层 沉积环境及演化特征 摘要：依照煤和含煤地层沉积环境和沉积模式划分理论，贵州晚二叠世含煤地层总体上为海陆交互相沉积，自西向东逐渐从陆相、海陆交互相演变为海相沉积。 关键词：沉积环境；含煤地层；聚煤特征 贵州是我国的煤炭资源大省之一，素有 “江南煤海”之称，其中，晚二叠世含煤地 层分布面积7.5万km2，由下至上划分为龙潭组和长兴组，富煤区主要分布于桐梓—遵义—贵阳—贞丰一线以西地区。龙潭组平行不整合于下伏地层之上，与上覆长兴组连续沉积，长兴组与上覆三叠系之间呈整合接触关系。20世纪90年代，对贵州省晚二叠含煤地层沉积环境已取得了一系列研究成果。 一、含煤地层沉积环境 依照煤和含煤地层沉积环境和沉积模式划分理论，贵州晚二叠世含煤地层总体上为海陆交互相沉积, 自西向东逐渐从陆相、海陆交互相演变为海相沉积。其中, 西缘的威宁地区以陆相沉积为主, 中、西部的兴义、盘县、六盘水、纳雍、毕节地区为海陆交互相沉积, 其余地区多为海相沉积。 1.龙潭早期沉积环境与聚煤特征 依据沉积相分析:龙潭早期剥蚀区位于黔北和黔东地区, 即威宁—毕节—熄峰—凯里一线以北地区沉积区位于黔西和黔南地区, 物源区为西部的康滇古陆（图1）。六盘水—纳雍一带发育三角洲沉积, 煤层普遍发育, 常分岔合并, 稳定性较差, 硫分一般较高盘县一带和毕节一带为泻湖—潮坪环境,煤层较为发育, 煤层厚度较为稳定, 靠陆一侧煤层硫分相对较低, 靠海一方煤层硫分普遍较高。六枝—织金一带属三角洲一潮坪环境, 煤层较为稳定, 以高硫煤为特征在中南部的紫云—贵阳—都匀—荔波一带发育开阔台地, 沉积厚度较大, 不含煤层。 图1 贵州省龙潭早期岩相古地理图 2.龙潭晚期沉积环境与聚煤特征 在龙潭晚期, 黔西和黔南地区基本维持了龙潭早期的沉积环境与聚煤格局, 威宁以西地区仍为陆源区。然而, 黔北地区沉积格局发生了根本性变化,绝大部分地段接受沉积（图2）。在贵阳—遵义以西地区, 在原残积平原上发育了一套完整的泻湖—潮坪相含煤沉积, 主要分布在黔西北的金沙、遵义、仁怀、桐梓、习水等地, 地层厚度较小, 厚度较为稳定；煤层厚度较稳定，硫分相对较低。黔东地区主要为碳酸盐岩台地，不含煤或局部含1层高硫煤。
测试方法 X射线荧光光谱仪（XRF）：测定油页岩样品中主、次量元素、微量元素的含量 X射线衍射分析仪（XRD）：测试样品矿物成分，测定岩石矿物类型 扫描电镜（SEM）：油页岩中矿物的类型及形态 电感耦合等离子体发射质谱仪(ICP-MAS)：测定油页岩样品中稀土元素、微量元素 电感耦合等离子发射光谱技术和原子荧光技术：测定油页岩及其灰分中的痕量元素 电感耦合等离子体原子发射光谱法(ICP-AES)：测定微量元素的含量 原子吸收光谱：稀土、微量元素 研究方法 沉积相类型：岩石成因标志和钻孔资料。 沉积环境：元素地球化学特征 古环境：岩石组合，植物（孢粉） 沉积演化：共生岩石之间的地层层序—韵律、旋回 岩石薄片分析和扫描电镜测试及能谱定量分析：分析油页岩中的矿物形态 油页岩岩石矿物及地球化学特征与沉积环境 一、油页岩的物理性质 1、油页岩的颜色 2、油页岩的原生构造特征 二、油页岩的岩石矿物成分（XR定性定量分析） 1．岩石矿物类型 三、矿物成分形态特征（岩石薄片分析、扫描电镜测试及能谱定量分析） 四、油页岩岩石化学成分（全分析） 五、油页岩的地球化学特征： 1、常量元素 目前已广泛使用Fe,Mn及Sr/Ba,Fe/Mn等含量和比值来判别海相与陆相、氧化与还原、盐度等沉积特征。 1）Fe：铁在海盆中沉积具有明显的规律性，随着pH值的增大，Eh的降低，铁矿物呈不同的相态分布，铁的化合价态相应变化，因而可用来反映环境的地球化学条件。Fe2+/ Fe3+常用来划分氧化还原相。一般认为，Fe2+/ Fe3+》1为还原环境，Fe2+/ Fe3+>1为弱还原环境，Fe2+/ Fe3+=1为中性环境，Fe2+/ Fe3+<1为弱氧化环境Fe2+/ Fe3+《1为氧化环境。 2）Mn/Fe：海相页岩中Mn/Fe值比淡水页岩要高得多（在搬运过程中，铁极易受氧化而成Fe3+，形成Fe(OH)3沉淀，所以铁的化合物易于在滨海地区聚集。而锰却能在离子溶液中比较稳定地存在,聚集在离海岸较远的地方，甚至分布在洋底）。 3）Sr/Ca：湖水和河水以Sr/Ca值低为特征，而海水中Sr/Ca值比湖水和河水的大。 4）P：磷是对古气候变化反应较为灵敏的元素。若炎热气候下水体蒸发引起盐度急剧增高，某些低等生物因此不适应这种高盐度而死亡并参与成岩，从而使其层位的P元素相对富集，显然，P元素含量相对高的层段表示干旱炎热条件下的高盐度环境。 2、微量元素（ICP－MAS测试分析） 将油页岩中微量元素的平均含量与地壳中同类岩石（页岩）中微量元素的平均值比较，说明其富集或亏损情况。 1）B: 相当硼含量是指相当于K2O含量为5%时的硼含量。相当硼含量与古盐度密切相关：正常海水环境，相当硼含量为300~400×10-6，半咸水环境为200~300×10-6，小于200
浅论中国主要的成煤时代及其成煤环境演化 宋佳 益新公司地质勘察部 摘要：煤是分布十分广泛的沉积矿床，控制其分布的有各种因素，如植物演化，海陆分布，海水进退，地壳运动，构造发展，古气候的分布和变化等。中国主要成煤时期为石炭-二叠纪, 侏罗纪,白垩纪和第三纪,本文介绍了中国主要成煤时期的地质构造总体演化历程，以煤层所 含化石为直接证据,论述了中国主要的成煤时代演化及主要含煤地层，分析了中国各个主要 含煤地区环境的演化，并简要介绍了含煤地区的地质构造与各主要成煤时期的古气候特征。 关键词：成煤时代；成煤环境；煤盆地；聚煤期； 1、中国主要的聚煤期及含煤地层 从早古生代腐泥煤类的石煤至第四纪泥炭，共有14个聚煤期，其中最重要的聚煤期是：华北石炭－二叠纪，华南二叠纪，晚三叠纪，西北早，中侏罗世，东北晚侏罗－早白垩世，以及东北，西南及沿海第三纪，共7个主要的聚煤期。早，中侏罗世聚煤期煤炭资源量占全国总量的60%，华北石炭-二叠纪聚煤期资源量占全国资源总量的26%。 1.1 古生代主要聚煤期 我国早古生代聚煤主要是浅海，滨海藻菌类形成的腐泥无烟煤，以下寒武统煤层的煤层的煤质较好，广泛分布于华南地区。真正的腐泥植煤是从晚古生代植物登陆成林才形成的。 泥盆纪原始陆生植物形成的煤层零星分布于新疆、、广西和等地。其中，封开煤厚1m左右，具有一定的开采价值。 石炭纪是地球上最重要的聚煤期之一。早石炭世晚期以鳞木、古芦木和种子蕨类为主的植物群形成大面积的沼泽森林，华南早石炭世大圹阶自下而上可分为：旧司组、上司组和摆左组，、的旧司组及其相当的地层中含有煤层。测水组大致相当于旧司组的上段，以湘中地区煤层发育最好。叶家圹组为陆生相含煤地层，依据植物化石，自下而上可分为A，B，C，D四段。其中，A段为主要含煤层段，可与韦宪阶对比：B段已相当于纳缪尔阶。由此可见，早石炭世含煤地层自西面向东北显示层位抬高的时迁现象。晚石炭世地球上出现了明显的植物地理分区，我国主要属于华夏植物地理区，称大羽羊齿植物群，由石松纲、楔叶纲、真蕨纲和裸子纲等组成茂密的沼泽森林。华北地区及西北东部聚煤作用强盛，形成极为重要的含煤地层。华北石炭纪含煤地层包括中石炭世组和晚石炭世组。其中，组以组发肓较全;华北聚煤盆地绝大部分属于晚石炭世组。组以地层剖面为代表，一般以东大窖灰岩的顶界面作为组与组的分界，组含重要可采煤层。组是一个海进沉积序列，由北而南灰岩层数增多，层位偏高，在盆地围最高
黄河水沙变化过程及其三角洲沉积环境演变 【摘要】：黄河是我国第二大河流,以高含沙量闻名于世。过去治理黄河的首要问题是治理黄河泥沙,尤其是中游地区的来沙。历史上黄河的高含沙量导致下游河道淤积并发生漫滩形成泛滥平原,给人民生活带来沉重的灾难。然而,黄河的高含沙量形成了宽广的三角洲,为社会经济的发展提供了可供利用的土地资源。本文运用统计学方法,小波分析方法,回归分析方法以及Surfer和Mapinfo等技术手段,系统分析了1950-2009年黄河水沙的变化过程,以及水沙变化对下游河道和三角洲的影响,同时对黄河三角洲沉积环境演变进行了初步探讨,结果表明：黄河流域水沙产自中上游,其中径流量主要来源于上游,输沙量主要来源于中游,下游不产水不产沙。1950-2009年黄河流域各水文站径流量和输沙量均表现出逐渐减少的变化趋势,这是气候变化和人类活动共同影响的结果。流域输沙量减少最主要的影响因素是水土保持措施,其次是水库拦沙,然后为降雨量减少。黄河入海水沙具有显著的年(0.5-1.0a)、年际(3.0-6.5a)和年代际(10.1-14.2a)3个不同时间尺度的周期变化,而且入海输沙量的周期变化主要受入海径流量周期变化的控制。20世纪70年代以来,入海水沙的不同时间尺度的周期变化表现均不明显,时间尺度越小,周期变化显著性越低。1950年以来,黄河下游河道经历了淤积-冲刷不断交替的变化过程,水沙条件(花园口站含沙量)是这种变化的主要控制因素。当进入下游河道的含沙量小于18.6kg/m3时,河道表现为冲刷,大于18.6kg/m3时,河道表现为淤积。艾
山以下河道的冲淤变化过程除受水沙条件控制外,还受到入海流路变迁的影响。流路变迁初期形成新河口,河道发生溯源冲刷；流路变迁中后期河口延伸,河道发生溯源淤积。不同流路时期,当黄河入海总水沙量比在25.34-26.05kg/m3时,河口附近岸线延伸,三角洲面积增加。但1999年小浪底水库下闸蓄水以后,2000-2007年黄河入海总水沙量比仅为10.90kg/m3,河口三角洲表现为侵蚀,加上废弃河口的岸段侵蚀,整个黄河三角洲已由淤积转变为侵蚀。黄河三角洲YDZ1孔沉积物类型主要为砂、粉砂质砂、砂质粉砂、粉砂和粘土质粉砂。以假单畴(PSD)-多畴(MD)晶粒为主的亚铁磁性矿物主导了YDZ1孔沉积物的磁性特征。根据YDZ1孔沉积物粒度参数和磁学参数的变化特征,结合AMS14C测年,推断黄河三角洲沉积相序自上而下大致经历了泛滥平原相→河流相→三角洲前缘相→浅海相→潮坪相→河流相,沉积动力环境表现为强(陆相)→弱(海相)→强(陆相)的变化过程。【关键词】：黄河流域黄河三角洲沉积环境水沙变化冲淤演变 【学位授予单位】：华东师范大学 【学位级别】：博士 【学位授予年份】：2011 【分类号】：TV14 【目录】：摘要7-9Abstract9-11目录11-13第一章绪论13-211.1研究
第七章沉积环境与沉积相 第一节基本概念及基本理论 第二节洪积相 第三节河流相 第四节湖泊相 第五节三角洲相 第六节海岸沉积相 第七节碳酸盐岩相 沉积相研究意义及工作思路 沉积学是地学中的基础学科,其在国民经济各个领域被广泛的应用,特别是在矿产领域,尤其是在油气勘探、开发领域。 在石油、天然气勘探、开发中的作用 在油气勘探中的应用 几个事实: a. 到目前为止,世界上发现的油气,99.9%储存在沉积岩中,当然,沉积岩的主要特征受控于沉积相。 b. 盆地或区域物源分析、沉积相研究,可掌握生油层、储集层、盖层的分布及其空间组合→预测有利探区。 c. 我国经50年勘探,在老区易找大中型构造油藏的基本已找到,
现在多为难找的、复杂的隐蔽油气藏,其中很大一部分是岩性油气藏,岩性油藏在哪里?—→都直接取决于岩性的分布、规模、特征等→受控于沉积相。 d. 用现有资料,作出相对最好的预测: 如第一口探井钻遇5.6m油砂(图 非地质人员眼中:仅仅是5.6m油砂 沉积学工作者眼中:① 5.6m油砂;②是河流相-曲流河砂体;③油层呈条带状;④油层宽度约800-1500m;⑤砂体可能呈北东向延伸;⑥下口探井应在该井北东向1.5km 处。 沉积相工作方法 ?野外剖面观察 ?钻井岩心观察 ?室内单井沉积相剖面分析 ?室内井间沉积相对比 ?室内地震相分析 ?沉积相平面展布分析-有利储集区带预测 “将今论古”的原则和比较地质学研究方法 一、相标志 是指沉积岩所具有的那些能反映其沉积环境的环境参数,沉积过程的各种特征。包括以下几方面: 1、岩石的成分、结构
2、岩石的沉积构造
沉积构造:交错层理反映水动力条件
《沉积环境沉积相》读书报告 学院：地球科学学院 班级：七班 姓名：米尔格巴依·吾那依 日期：2013年12月27日
一、沉积环境的概念 “沉积环境这个术语技沉积学的意义通常是指沉积作用进行的自然地理环境。在地球表面不同的部分所发生的自然作用(物理的、化学的和生物的)都是不问的，因此可特地球表面区分为不同的自然地理单元，每一个单元即构成一种自然地理环境。暴露在地表的各种地质体，从遭受风化、剥蚀、搬运到沉积形成各种沉积物，自始至终都是在各种自然环境中进行的。虽然沉积作用也受地质构造控制，而已这种控制是极为重要的，甚至是具有决定意义的，但地质构造作用总是通过改变自然地理条件间接地对沉积作用和沉积过程施加影响。所谓自然地理条件主要是地貌、气候、动植物、水深、水温、水动力和水化学等因素。在这些因素中地貌特点对限定各类环境的范围起着重要作用，所以人们习惯地根据地貌单元来划分沉积环境。例如河流环境、湖泊环境、三角洲环境、滨海环境、生物礁环境、海底扇环境等。 二、沉积相的概念 沉积学中的“相”或“沉积相是地质学中的一个基本概念，然而也是—‘个长期有争议的概念。在地质学发展的早期，“相”这个术语就被丹麦学者斯丹诺引入列地质文献中来了。当时斯丹诺只是从地层学的意义上用“相”来表示“时期”和“阶段”。最早赋于“相”以沉积学含义的是瑞士学者格列斯利。当时格列斯利在研究瑞士西北部休罗纪地层时，发现该地层在岩性和古生物面貌方面有极大的变化。于是，格列斯利就用“相”来描述这种变化。他认为地层单位的“相”或“象”的种种变化具有两个主要特点：一是岩性相似的地层单位必然具有相同的古生物组合；另—‘点是不同岩性的地层单位不可能具有同一属种的生物群。然而，后来的他质学家在用“相”这个术语时却发生了混乱，出现了种种不同的理解。有的指地层的岩石类型，如“砂老相”、“灰岩相”等；有的指岩石的成因作用类型，如“浊积岩相”、“生物礁相”等；有的指沉积环境，如“河流相”、“滨海相”等，还有的与构造环境联系起来，如“磨拉石相”、“复理石相”等，而将“相”作为地层学中的一个地层单位来应用的观点则很少有人再使用了。由于“相”这个术语的含义比较混乱，有人曾主张在使用“相”的术语时，“只要明确指出这个词的含义，那末，64B’这个术语的各种用法都是可行的”。 近些年来，随着沉积学飞速的发展，人们对“相”的认识也逐渐趋向统一。当前国内外地质界多数人的认识是把“相”或沉积相看作是沉积环境的物质表现。在一定的沉积环境中进行着一定的沉积作用．并形成一定的沉积组合。沉积环境和沉积作用的各种特点，必然会在这些沉积产物中留下某些记录。这些记录芒要表现为岩石组分、几何形态、结构、构造、生物化石等方面的差异。所以“相”应是能表明沉积条件的岩性特征和古生物特征的规律综合(。根据这个定义，“相”与“环境’’不是同一的概念。“环境”是条件、原因，而“相”是环境中诸作用的产物、结果。塞利曾用简暗的图解明确地表示出“环境”和“相”之间的这种因果关系(表1—1) 据上所述，“相”或“沉积相”对恢复古环境来说，应是一种解释性的术语。在实际工作中常遇到这样一些情况；或者由于地质记录的不完备和特征件的标志没有暴露，“相”的类型gZ法确定；或者由于人们认识上的差异，对同一现象常有不同的解释，从而导致在确定“相’絮型时常出现意见分歧。为此，曾有人主张引入“岩相”和”生物相’’两个术语为描述意义的相(呐，用以表示沉积岩体中可观察到的特征。“岩相’P5表示岩石综合待征的岩石单位，“生物相”则是表示生物持征的岩石单位。前者如“交错层砂岩相”、“纹层状泥灰岩相”等；后者如“笔石页岩相”、“壳相”等。作者认为，如将“岩
阿拉伯半岛阿曼山脉中部的碳酸盐岩台地边缘的侏罗纪期演化 摘要：暴露在阿曼北部的侏罗纪Sahtan沉积组是于阿拉伯台地边缘（正对新特提斯洋，即hamrat duru盆地）的浅海环境下沉积生成的。Sahtan沉积组合的上部由上覆纯净碳酸盐岩沉积的、混合有硅质与碳酸盐碎屑组成，其时期是基于腕足类和有孔虫期的巴通期和早期卡洛夫期。这些碳酸盐沉积体系是由经历了地面暴露的外部鲕粒浅滩和一个更深的、相对紧密的平缓倾斜岩架组成。鲕粒岩质从台地边缘脱落后便进入到guweyza形成层的深海沉积复合层中。Sahtan 沉积组合沿着Jabal Akhdar东北走向经历了厚度减少过程。Sahtan沉积组合顶部的角度不整合（达0.2%）显示其是由于演变过程中的倾斜和顶部截断因素。这个不整合层受Rayda形成层的覆盖，该覆盖层则表现出了一个包括向上侵蚀相演化的超覆模式。该地层间断的最小时间跨度为中卡洛夫阶–启莫里阶。由于缺乏容纳空间，也或是因缺乏地表暴露，牛津和启莫里支阶序列几乎不可能在这个地区沉积下来。本文提出，不整合层是在一个因持续的地壳构造作用使得台地边缘剥落过程中，近地表的碳酸盐岩溶解形成的。在提通阶期间，一次大幅度的海平面上升致使位于台地边缘之上的Rayda地层遭到海侵，而阿拉伯半岛东部的大陆架环境恢复正常。 关键词：侏罗纪；阿拉伯半岛；特提斯洋；岩相；碳酸盐岩台地 阿拉伯台地的侏罗系时期是中东的碳氢化合物（油气）生成的间期。这个期间大范围的碳酸盐岩沉积使邻近深水区、垂直向与横向想拼接的浅水沉积相的形成，也使得粗粒钙质沉积层得以出现。这些沉积相与沉积层随后被并入构造岩片而插入阿拉伯台地东缘（伯努利&瓦塞特，1987）。在阿曼北部Jabal Akhdar地区的大型背斜构造（图1）展现了侏罗纪时期台地临海边缘的露地岩层（Sahtan 沉积组合）（图2），并使得我们能够对半岛边缘的沉积历史进行还原，了解同沉积构造、海平面变化和该区域海洋水文动态。 本文的写作目的是双重的：（1）探究侏罗系-白垩系台地边缘不整合层突出的起源（拉布等人，1990）；（2）记录碳酸盐岩台地生成物向guweyza地层的深海冲积扇的变迁过程（库珀1990；al.1990拉布等；guillocheau等人，2001）。
万方数据
第４期邵磊等：琼东南盆地沉积环境及物源演变特征５４９ 笔者拟采用微体古生物以及稀土元素地球化学方法，对琼东南盆地渐新世一中新世地层的沉积环境及物源特征进行分析，探讨其石油地质特性。 ２材料及方法 采用微体古生物以及稀土元素地球化学方法对取自琼东南盆地７口探井渐新统一中新统５９０个岩心及岩屑样品进行了分析研究（图１）。微体古生物分析主要采用钙质超微化石、浮游及底栖有孔虫和孢粉藻类分析，涉及样品主要为盆地西部的崖城组和盆地东部的陵水组一三亚组。在沉积地球化学分析中，稀土元素（ＲＥＥ）由于性质稳定，相对较少受到沉积作用的改造，在沉积盆地研究中能更好地用来分析母岩的变迁演化，是沉积盆地分析母岩变迁演化的有力工具［１１｜。进行地球化学分析的样品均被压碎至２００目以下，然后在高温炉中保持６８０℃恒温２ｈ，以剔除有机质及沉积物内黏土矿物中的结晶水，用ＨＦ＋ＨＮＯ，混合酸进行分解，采用电感耦合等离子质谱仪（ＶＧＸ７ＩＣＰ－ＭＳ）测试。样品处理过程中。每３０个样品加一个空白样、一个重复样和两个标准样，最后样品测试结果都根据标样数据进行校正，精度由空白样及重复样控制，分析工作在同济大学海洋地质国家重点实验室完成，分析方法详见参考文献［１２３。 图１研究区和样品位置 Ｆｉｇ．１Ｌｏｃａｔｉｏｎｏｆｔｈｅｓａｍｐｌｅｓａｎｄｔｈｅｓｔｕｄｉｅｄａｒｅａ ３沉积环境演化 琼东南盆地自始新世开始较大规模接受沉积，沉积环境受古地形控制，以洪积～河流相为主。盆地何时开始接受海侵，一直存在争议。针对该问题重点开展了以微体古生物为手段的古生态学研究，在ＹＣｌ３—１一ａ２井约３００ｍ连续取心揭示的崖城组可以看到，在崖三段下部（４０５５．９ｒｒｌ）产有大量ＰＤｚｙｐＤｄ沱ｆｅ口Ｐｓ—ｐｏｒｉｔｅｓｓｐｐ．，Ｐｏｚｙ户ｏｄｉｉｓ户。一￡Ｐ５ｓｐｐ．等淡水蕨类孢子以及裸子、被子植物花粉，未发现典型海相藻类，综合 考虑为淡水环境。到３８９０．１３ＩＴＩ处出现大量如Ｉｍ－ ｐｌｅｔｏｓｐｈａｅｒｉｄｉｕｍｓｐ．，Ｓｐｉｎｉｆｅｒｉｔｅｓｓｐｐ．等海相浮游藻类化石，但是，钙质超微化石及有孔虫均未产出，也未发现淡水属种。由于在海陆过渡带不利于钙质超微化石及有孔虫化石的保存，结合该段沉积的连续性以及潮汐沉积构造极为发育等特点。认为本区崖三段沉积环境是从淡水滨岸环境逐步演化为滨浅海环境。同样，在与ＹＣｌ３—１一ａ２井相邻的ＹＣｌ３—１—２井崖三段中也未见到沟鞭藻孢囊等海相藻类，而在同区的ＹＣｌ９—１—１井崖三段顶部样品中开始出现大量海相沟鞭藻孢囊，可以认定琼东南盆地西部在崖三段早期为近岸过渡环境。崖三段晚期开始发生明显海侵，而在崖城组之下的始新世则发育有淡水湖相沉积。 渐新世早期海水可能从东西两个方向进入琼东南盆地。形成东西两个浅海区，中间有滨海相和剥蚀区将其分隔开来。从ＹＣ８—２—１井的崖二段发育高浓度值的沟鞭藻孢囊，以及崖城组一段（３３７７．９ｍ）包含ｓｍａｌｌＲｅｔｉｃｕｌｏｆｅｎｅｓｔｒａ，Ｃｙｃｌｉｃａｒｇｏｌｉｔｎｕｓａｂｉｓｅｃｔｕｓ，Ｃｙｃｌｉｃａｒｇｏｌｉｔｎｕｓｆｌｏｒｉｄａｎｕｓ，Ｃｏｃｃｏｌｉｔｈｕｓｍｉｏｐｅｌａｇｉ—ＣＵＳ以及Ｃｏｃｃｏｌｉｔｈｕｓｐｅｌａｇｉｃｕｓ等钙质超微化石来看，崖北凹陷西侧的水深此时已经达到外陆棚的海湾环境。陵水一乐东凹陷北部发育滨岸平原一滨海体系，南部断层下降盘发育滨海一低位扇体系；在陵水凹陷北部和东南部发育扇三角洲沉积；松南一宝岛凹陷除发育滨海相边缘相带外，以浅海相沉积为主［１州。 琼东南盆地崖城组形成于裂陷晚期，当时古湖消亡，大规模海侵行将开始，普遍存在海陆过渡相沉积环境。在不同地区沉积环境及物质输送能力的不同，导致有机质物源和输入量的差异甚大。有利烃源条件应在于能形成含煤地层的沼泽环境，因为其有丰富的陆生植物补充源。使得有机质能够高度集中堆积。有机屑浓度指标在ＹＣｌ３－１－２井崖三段显示极高值，指示这里的崖三段显然形成于与众不同的条件下，是陆源有机物异常丰富的沼泽环境。所以，崖城组的富气源岩应与含煤地层发育有关，滨海沼泽沉积环境是崖城组时期最有利于烃源岩形成的环境。 渐新世晚期全区发生海侵，海水从东、西两个方向进入盆地，继承崖城期的海侵方向。琼东南盆地深水区陵水层序低位体系域沉积时期，中央凹陷带以及北礁凹陷主要为浅海相沉积，东南部为滨海相沉积。在ＬＳ４—２—１井、ＳＴ２４—１－１井、ＢＤｌ９－２－２井和ＢＤ２０－１－１井发育大量沟鞭藻孢囊以及海相微体古生物化石，说明 此时琼东南盆地已经完全进入海相沉积环境。在陵水万方数据
第15卷第1期湖泊科学Vol.15, No.1 2003年3月 Journal of Lake Sciences Mar., 2003青藏高原中部错鄂湖晚新生代 以来的沉积环境演变及其构造隆升意义? 陈诗越１，２ 王苏民１ 沈 吉１ 中国科学院南京地理与湖泊研究所２北京 １０００３９ 错鄂湖形成于约２．８Ｍａ年前． 沉积岩性组合反映了至少２次剧 烈的青藏高原隆升过程孢粉组合也揭示了构造隆升导致的植被组合的变化． 初步研 究认为 而２．５－０．８Ｍａ环境演化过程更多的受到冰期－间冰期旋回气候变化的影响． 关键词 青藏高原 错鄂湖 粒度特征 沉积环境 分类号 P343.3 青藏高原是地球上面积最大其隆起是新生代最重要的地质事件之一． 青藏高原的形成隆升机制以及环境效应的研究已经成为国际地学研究的热点［１］． 青藏高原湖泊众多敏感性和高分辨率等的特点因而湖泊沉积研究在高原隆升研究中起着十分重要的作用． 自２０世纪９０年代以来 尤其是建立了高原东部若尔盖地区９０万年和西部甜水海地区２４万年来古环境演化的框架［３－６］． 但在高原中部还没有长时期的高分辨率的高原隆升与古环境演化的湖泊沉积记录． 这样９７３选择西藏那曲地区的错鄂湖粒度并结合孢粉资料对青藏高原中部晚新生代以来的沉积环境及构造隆升意义作一初步探讨． １ 研究区自然环境 错鄂湖湖面高程４５３２ｍ最大宽５．７ｋｍ 念青唐古拉山脉和冈底斯山脉之间平均海拔在 ?国家重点基础研究发展规划资助项目. 2002-03-16收稿男博士研究生
22 湖泊科学 15卷 ４５００ｍ以上． 中湖泊多高山峡谷． 湖区年均温度－２降水量４００－５００ｍｍ． 每年的１１月至次年３月温度低 地带性植被为小蒿草草甸盐度１２．０６ ｇ／Ｌ．２ 材料与方法 错鄂孔深２００ｍ样品测量在 激光粒度仪完成 美国Ｍａｓｔｅｒｓｉｚｅｒ ２０００ ｍ多次重复测量误 样品测试前烘 ４０以防磁性矿物发生 箱温度控制在 Ｂ／Ｍ界线位于３８ｍ 处１２４－１４１ｍ 处为Ｏｄｕｖｉａｉ极性事件 以所测的古地磁年代为模式的结点年代 ｍ级的粒度值代入年代模式ＣＥ １根据沉积速率 图Array推算 ＣＥ主要以粗颗粒的粉砂中粗砂为主 以青灰色泥为主水平层理发育３８．５－４８ｍ 沉积物稍粗中上部沉积物较细见虫孔 常见螺壳及其碎片９６－１４３ｍ沉积物稍粗夹薄层粉砂中下部以灰黑色泥为主水平层理见 丰富螺壳和植物碎片其中１４７－１４８ｍ处为厚１ｍ的灰褐色泥炭层 １５６－１７０ｍ以黄褐色泥为主呈互层状细Array 砂岩性组合以及粒度孢粉组合等环境 指标初步将错鄂孔划分为以下几个阶段 １９７－１７０ｍArray总体色调以黄色１９７－１９８．８ｍ是红色风化壳层． 岩性以粉砂中粗砂为主 反映了该段沉积环境的不稳定性． 粒度指标显示该段湖积物以粗颗粒为主 ｍ左右ｍｍ的细颗粒含量相对较少
林大
沉积环境与沉积相读书报告 一．沉积环境与沉积相的概念 沉积环境：物质沉积时的自然地理环境称为沉积环境。 沉积相：沉积相是指沉积环境以又在该环境中所形的沉积岩（物）特征综合。完整的、准确的沉积相概念，包括两层含义:一是反映沉积岩的特征，二是揭示沉积环境。沉积环境包括岩石在沉积和成岩过程中所处的自然地理条件、气侯状况、生物发育情况、沉积介质的物理化学条件等。沉积岩(物)特征包括岩性特征（岩石成分、颜色、结构等）、古生物特征（古生物种属和生态）。 自然地理环境可分为大陆环境、海洋环境与海陆过渡环境。大陆环境又可分为沙漠、河流、湖泊、冰川、沼泽等；海洋环境又可分为滨海、浅海、半深海、深海；海陆过渡环境可分为三角洲、泻湖等。 同理，沉积相也将可分陆相、海相和海陆过渡相这三大类型。 二．沉积环境与沉积相的相标志 1 .沉积构造标志 （1）沉积构造的概念及分类 沉积环境（相）分析:对指示环境的标志进行分析，与沉积环境模式进行比较，从而恢复古代沉积环境的方法。 成因标志:指具有成因意义,能反映其形成环境条件的各种特征。包括沉积岩的颜色、成分、结构、构造、化石、古生态、接触关系、沉积序列（剖面）以及沉积岩体的形态分布等，但概括起来可归属为物理的、化学的、生物的三方面标志。沉积构造:由沉积物的颜色、成分、结构的不均一性而形成的岩石宏观特征。其规模一般较大，多在野外露头上及岩芯中可直接进行观察和测量。 根据其形成时间划分为:原生沉积构造和次生沉积构造。 根据沉积构造的成因性质可分为三类: 物理成因的沉积构造 化学成因的沉积构造 生物成因的沉积构造 原生沉积构造：沉积物沉积时、沉积后不久、固结前形成的构造。能反映沉积时的沉积介质类型和能量条件。是判别沉积相（沉积环境）的重要标志。 次生沉积构造：在沉积物压实或成岩过程中生成的沉积构造，它反映成岩环境。物理成因的沉积构造：在流体流动、重力等物理因素作用下而产生的沉积构造（原生）。 化学成因的沉积构造：由结晶、溶解、沉淀等化学作用形成的沉积构造，其中，大多数是在沉积物压实和成岩过程中生成的, 属于次生沉积构造。 生物成因的沉积构造：生物活动或生长而形成的构造（原生）。