苏北陆区潮成沙体的古流向

众多钻孔揭示,苏北滨海平原在冰后期泥质沉积区中存在一个以东台为顶点,呈扇形展开,面积约3000km~2的沙质沉积区,颇类似现今以掠港为顶点的海域辐射沙洲分布之势。沙体西薄东厚,最厚处达30余米。沙层中发育泥质条带、脉状层理、双向交错层理等潮汐沉积构造,并具有与海域辐射沙洲类似的粒度和矿物特征,证明该沙体为潮流成因。苏北海域辐射沙洲形成于辐聚辐散潮流场,陆区沙体是否也形成于辐聚辐散潮流场?这是个尚未解决的重要问题。近年来在该沙质沉积区已相继打了多口全取芯浅钻,本文选择其中南(丁河孔)、北(东套孔)两口钻孔岩芯(图1)作了沉积磁组构和剩磁测试,旨在揭示该区古水流方向,探讨沙体沉积时的古潮流分布状况。     

南海南部末次冰期浊流沉积的高分辨率沉积学和地球化学研究

通过对南海南部巽他陆坡底部MD05-2895孔末次冰期发育的浊流沉积物进行激光粒度和XRF岩芯元素扫描分析, 试图揭示其沉积学和地球化学特性, 进而对理解浊流形成过程提供帮助. 研究结果显示, 浊流沉积层中的碎屑颗粒粒径比正常深海沉积物有大幅度增加, 在地球化学成分上表现为Si, K, Ti, Fe 等元素异常富集, 表明浊流发生时有大量粗颗粒陆源碎屑物质输入. 显微观察发现, 这些粗颗粒碎屑物质主要由石英、长石、火山玻璃、以及少量含铁含钛重矿物组成, 推断应来源于巽他陆架上部的残留沉积, 可能与末次冰期时古巽他河输送的陆源物质有关. 分析认为这些浊流活动的发生可能与末次冰期时海平面快速变化造成的海岸线大幅移动及沉积物供给不稳定有关, 而在单次浊流活动中浊流沉积物的形成主要是受重力(对不同比重、粒级颗粒的)分选的控制.     

长江口第四纪沉积物中构造与古气候耦合作用的探讨

对长江河口区大量第四纪钻孔作了地层描述、粒度分析、磁性测试和微体生物等分析. 据此探讨了新构造运动和古气候对沉积作用和环境演化的控制作用. 结果表明, 这些钻孔地层自下而上可以分出3~6个旋回, 时间尺度约为40~50万年. 下部沉积旋回(上新世与早更新世早期)沉积物基本以含砾(棱角和次棱角状)粗砂、泥质砂为主, 向上变为细粉砂、粉砂质泥; 分选极差, 并含有大量树木碎块, 不含任何海相生物化石; C-M图中以滚动组分占绝对优势, 反映了沉积盆地初期强烈的构造沉降控制因素, 沉积环境以山涧冲、洪积为特征. 中部沉积旋回(早更新世中期至中更新世)沉积物为砾质砂, 并逐渐过渡到上部黏土质粉砂, 分选差-较差; 海相有孔虫、介形虫零星出现; C-M图反映了滚动、跳跃和悬浮混合的沉积作用, 体现了河流沉积体系向辫状-准曲流河演变的特征. 上部沉积旋回(晚更新世-全新世)由含砾砂、向上变为细砂和粉砂质黏土, 细颗粒地层厚度明显增大, 分选较好—好; 出现大量有孔虫和海相介型虫, 且连续分布; C-M图表现为跳跃和悬浮作用占优, 滚动组分逐渐消失; 表明河流沉积体系逐渐向准平原-平原河流演变, 并明显受到海侵影响, 溺谷相、浅海相和三角洲相发育; 反映了本区沉降盆地在演化过程中受到不断增强的气候作用的演变特点.     

东菲律宾海沉积物的地球化学特征与物质来源

通过对东菲律宾海近代深海黏土沉积物粒度、稀土元素组成及其赋存状态和铀系同位素年代学的综合研究, 探讨了研究区沉积物的特征与物质来源. 主要结论包括: (1) 沉积速率低、分选性和磨圆度较差、细粉砂以上粒级含量高, 表明研究区沉积物物源相对匮乏且没有经过长途搬运. (2) 稀土元素总量较为富集, 其页岩标准化配分模式具有较弱的重稀土富集、不同程度的Ce负异常和Eu正异常特征. (3) 有无结壳发育站位沉积物中稀土元素的赋存状态特征较一致, 主要赋存于残渣态和铁锰氧化物态中. 残渣态表现出轻稀土元素的相对富集、Ce和Eu的正异常特征; 而在铁锰氧化物态中, 重稀土元素则相对富集, Ce呈负异常. (4) 有无结壳站位沉积物在上述各指标间均存在一定的差异. (5) 综合上述特征及源区判别分析, 认为所研究沉积物主要来自于当地及附近火山物质的蚀变, 同时也受较小程度的风尘和(或)河(洋)流输入陆源物质的影响.     

我国发现内潮汐沉积

近百年来海洋学对内波和内潮汐的研究取得了长足进展。特别是近30年来的海洋学调查表明,海洋中普遍存在内波和内潮汐作用,内波是一种水下波,它存在于两个不同密度的水层的界面上,或存在于具有密度梯度的水层之内,它的振幅、周期、传播速度和存在深度有很大变化。内波的一种非常重要的类型,是其周期等于半日潮或日潮者,叫做内潮汐。内潮汐和内波是海洋中重要的地质营力,对沉积物的搬运和沉积有重要影响,它必然会保留在沉积记录中。然而,沉积学研究没有及时吸收海洋学这一重要研究成果,更未将其应用于对古代沉积的研究中。直至1990年,高振中和Eriksson对美国阿巴拉契亚山脉芬卡斯尔地区奥陶系进行研究时,才在地层记录中鉴别出该类沉积,并首次使用“内潮汐沉积”（Interna-tide deposit）这一术语。在这里识别出了两种相类型:（Ⅰ）双向交错纹理极细砂岩相,被解释为内潮汐引起的沿海底水道上下交替流动的沉积产物;(Ⅱ）单向交错层和交错纹理中细砂岩相,被解释为     

边缘海陆源物质中环境敏感粒度组分的初步分析

对冲绳海槽(A7孔)和琉球海沟(A37孔)的两个重力柱状样品进行了陆源物质提取, 并做了粒度分析和粒度参数的垂向分布序列分析, 检出了对沉积环境变化较敏感的粒度组分. 发现A7和A37孔的敏感粒度组分的峰值和粒度分布范围有较大差别, 这指示了冲绳海槽和琉球海沟的沉积物来源和沉积环境的空间差异. 敏感粒度组分含量随深度变化的初步分析表明, 冲绳海槽A7孔的沉积环境较为稳定, 仅包含2层明显的浊流沉积和1层火山灰层; 而位于琉球海沟A37孔的沉积环境变率较大, 包含6个明显的沉积波动旋回.     

浊流成因海底沉积波形成机理及其数值模拟

近些年来, 随着深水油气勘探的不断深入, 对于深水沉积过程的研究也越来越受到关注. 虽然目前关于海底沉积波的形成机理还存在很多争议, 但已有现代沉积实例证明至少浊流是可以形成海底沉积波的. 通过数值模拟的方法来研究海底沉积波的浊积形成机理, 不但可以阐明海底沉积波的形成过程, 而且对于海底工程、深水沉积动力学及深水油气储层预测都具有重要意义. 通过流体动力学模拟, 计算了流体区域的基于时间平均连续性方程和雷诺平均N-S方程, 研究了地形对浊流的影响, 阐明了海底沉积波的形成机理. 模拟结果表明: (1) 首先在坡的下游方向开始沉积是由于流体的减速, 导致密度增大, 浊流携带固体颗粒物的能力(流体容量)降低和较长时间的流体经过所造成的; (2) 在一个隆起的上坡处密度增大是由于隆起峰部流体的局部堵塞, 导致上坡处流体速度降低和压力升高所造成的; (3) 沉积首先从距浊流源头较远的地方开始, 随着迭代次数的增加, 即个体浊流事件的增多, 沉积波向上游迁移; (4) 随着颗粒粒径的减小, 沉积越来越慢, 但粒径并不影响地形对沉积的控制及沉积体的几何形态和沉积顺序.     

北部湾东部表层孢粉沉积特征及其沉积动力环境

北部湾位于我国南海西北部,是一个半封闭的海湾.在其东部采集了306个表层沉积物样品,对这些样品进行了孢粉分析.据各类植物孢粉浓度(重量浓度)在空间散布的相似程度,将全区孢粉组合划分为5个孢粉区域.据孢粉区域中主要孢粉类型浓度分布的不均匀性,又可划分出4个孢粉浓度高值区和3个孢粉浓度低值区.孢粉浓度沉积的分异与孢粉的来源,海流、潮流、波浪的搬运、沉积作用及海底地形等密切相关.海湾东部海盆边部蕨类植物孢子偏高(东部),松属等木本植物花粉向海盆中心逐渐増多;环岸地带草本植物花粉偏高(北部).对孢粉浓度高值区和低值区的沉积动力环境初步探讨认为,河口是孢粉进入海盆的重要通道,也是主要的沉积场所;潮汐的往返运动,在临岸地带的有利地段可以形成孢粉堆积.海湾尺度的环流有利于孢粉的搬运,但在多种海流交互作用的情况下,往往会造成有利于孢粉堆积的环境.本区东北部是海湾夏季风浪活动最强烈地带,在风浪反复冲刷下孢粉不易沉积,孢粉总浓度低.在琼州海峡内,潮流很强,悬浮物难于沉降,不利于孢粉沉积,形成孢粉浓度的低值区.     

日本海中部60ka以来的风尘沉积对西风环流演化的指示

对位于西风环流下风区日本海中部LV53-23岩芯沉积物的粒度特征进行了研究,重建了日本海末次冰期(~60 ka)以来的西风环流演化历史和空间变化规律.结果显示,岩芯沉积物以粉砂为主且粒度频率分布曲线多呈单峰分布,与现代日本黄沙和前人报道的邻近区域的岩芯粒度特征一致,具有典型的风尘沉积特征.众数粒组-粉砂组分的中值粒径分析表明,粉砂组分中值粒径可以用作岩芯沉积反映西风环流的替代性指标.在亚轨道及千年尺度上,粉砂组分中值粒径在MIS 3期的冰阶-间冰阶千年尺度旋回与西风环流密切相关:冰阶时,粉砂组分中值粒径增大,这与西风急流轴较长时间位于青藏高原南部,西风环流影响范围变大,风速增强,能携带更多近源的蒙古戈壁-中国东北沙地风尘至日本海有关;间冰阶时,粉砂组分中值粒径减小,这是由于西风急流轴位于青藏高原北部,携带更多远源的塔克拉玛干沙漠风尘至日本海.而在轨道尺度上,末次盛冰期时粉砂组分中值粒径的稳定低值与北半球65°N日照辐射量良好对应,表明北半球日照辐射量和中高纬温度梯度差对西风环流远距离输运粉尘起到重要作用,盛冰期时西风急流轴受北半球冰盖扩张影响显著南移导致西风环流范围也随之南移,从而对日本海40°~50°N上空西风影响减弱.     

青海湖现代沉积速率空间分布及沉积通量初步研究

考察了青海湖表层沉积物137Cs活度及通量时空分布,建立了湖泊沉积速率空间分布模式.青海湖河口/岸边区域沉积物137Cs通量高,但平均137Cs活度低;湖中心区域137Cs通量低但平均活度高.河口/岸边区域沉积速率高,沉积物陆源组分(如SiO2,Fe2O3,Ti等)的含量及通量高.湖中心区域沉积速率低,化学/生物沉积组分(如次生碳酸盐)含量高.因此,决定青海湖沉积速率空间分布的主要因素是流域陆源物质的堆积速率.根据本文获得的不同湖区沉积速率计算了青海湖平均质量堆积速率(0.0337g·cm-2·a-1),并用Ca质量平衡方法检验了该平均值的合理性.在此基础上,估算了青海湖沉积通量及流域泥沙输入和大气粉尘对湖泊沉积的贡献.     

底质粒度信息的空间分异与代表性: 以杭州湾舟山岛-金山卫断面为例

对杭州湾舟山岛-金山卫断面沉积物柱状样进行了高密度采样, 并用激光粒度仪进行了粒度分析. 结果显示, 在不同站位沉积物平均粒径具有不同的垂向分布. 由于该断面所在区域海底活动性强, 短时间尺度的活动层厚度的量级远高于长时间尺度的净沉积速率的量级, 平均粒径的垂向分布特征更多地反映了同一沉积环境中形成的不同类型沉积记录, 很难代表沉积环境的长时间尺度演化. 粉沙为主和沉积物粒径的垂向平均值随着厚度的增加而呈现收敛趋势的底质粒度特征, 说明物源因素控制着研究区总体的沉积物分布规律, 而水动力因素造成了一定程度的沉积分异. 沉积物的垂向分异使表层底质粒径的断面分布不同于活动层内垂向平均底质粒径的断面分布. 对于强潮、粉沙环境的沉积物输运模拟而言, 如果涉及的时间尺度较大, 则采用活动层的平均值作为模型的粒度参数较为合适.     

南黄海现代沉积环境及动力沉积体系

基于南黄海600多个表层沉积物样品的研究和对前人大量沉积学资料及水文学资料的分析, 阐述了南黄海现代沉积环境和动力沉积体系特征, 对存在广泛争议的泥质沉积物形成机制进行了探讨. 南黄海陆架可分为弱动力(低能)沉积环境和强动力(高能)环境, 低能沉积环境进一步划分为气旋型和反气旋型涡旋两种环境；高能环境则分为高能沉积环境和高能侵蚀环境. 陆架低能环境发育了泥质沉积体系. 在南黄海中部, 受海域中尺度气旋型涡旋(冷涡)的控制, 发育了冷涡泥质沉积体系, 而在南黄海东南部受反气旋型涡旋(暖涡)控制则形成了反气旋型涡旋泥质沉积体系(暖涡沉积). 二者在粒度、沉积速率、沉积厚度和矿物学特征上有明显区别. 陆架高能沉积环境发育了砂质沉积, 集中分布在南黄海的西部、南部及东北部海区, 在高能侵蚀环境区分布着大量砂岩砾石. 高能沉积环境中原有的细粒物质(黏土、细粉砂等)逐渐被悬浮、搬运至低能区沉积. 还建立了气旋型涡旋和反气旋型涡旋泥质沉积作用模式, 对南黄海泥质沉积体系的成因给出了系统的解释.     

湖光岩玛珥湖表层沉积物磁性粒度特征及其来源

为了确定湖光岩玛珥湖沉积物中磁性矿物的来源, 对表层沉积物及火山壁上岩石进行了激光粒度分析和磁性粒度研究. 结果显示: 表层沉积物粒度为黏土质粉砂; 磁性矿物为磁铁矿, 粒径约为0.03 μm; 火山壁上岩石磁性矿物为磁铁矿, 粒径约为0.05 μm. 沉积物中的磁性矿物种类和粒径与黄土中明显不同, 而更倾向于湖泊周边火山岩的磁性特征. 湖光岩玛珥湖沉积物中的细粒组分(<8 μm)可能有一部分来自风尘, 另一部分为湖泊周边风化产物经波浪作用变为细粒; 粗粒组分为湖四周火山岩风化产物. 磁性矿物主要来自湖四周的火山岩, 虽然不排除少量的风尘沉积, 但沉积物的磁学参数作为亚洲冬季季风强弱变化的替代指标很可能存在问题, 冬季季风与磁学参数的具体关系还有待进一步研究.     

菲律宾海钱洲深海峡谷沉积作用与发育演化

根据高分辨率多波束探测和载人深潜器Shinkai6500直接观察, 钱洲深海峡谷表层沉积过程有与其他大型深海峡谷相同的特征. 钱洲海槽上段遭受剥蚀或见有少量沉积, 中、下段则以浊流和碎屑流沉积为特征. 在斜坡下部发现涌水低温动物群、活动断裂和流体活动. 钱洲海槽垂向沉积层序的变化包括四国盆地扩张后的4个沉积层序, 其中上部层序A和B是浊流沉积. 然而, 深海峡谷的演化则与构造极为密切. 上段深切谷与南北向的剪切断裂有关, 东西向扇道则与东西向剪切断裂有关. 而海槽轴向水道发育则与盆地中央的沉降有关.     

青海湖现代沉积速率空间分布及沉积通量初步研究

考察了青海湖表层沉积物¹³⁷Cs活度及通量时空分布, 建立了湖泊沉积速率空间分布模式. 青海湖河口/岸边区域沉积物¹³⁷Cs通量高, 但平均¹³⁷Cs活度低; 湖中心区域¹³⁷Cs通量低但平均活度高. 河口/岸边区域沉积速率高, 沉积物陆源组分(如SiO₂, Fe₂O₃, Ti等)的含量及通量高. 湖中心区域沉积速率低, 化学/生物沉积组分(如次生碳酸盐)含量高. 因此, 决定青海湖沉积速率空间分布的主要因素是流域陆源物质的堆积速率. 根据本文获得的不同湖区沉积速率计算了青海湖平均质量堆积速率(0.0337 g•cm⁻²•a⁻¹), 并用Ca质量平衡方法检验了该平均值的合理性. 在此基础上, 估算了青海湖沉积通量及流域泥沙输入和大气粉尘对湖泊沉积的贡献.     

粒度揭示的青藏高原湖泊水动力现代过程:以藏南普莫雍错为例

在全球变暖的背景下,冰川融水占重要补给地位的湖泊对气温变化具有潜在的敏感性.本文以藏南普莫雍错为例,通过湖泊现代水动力过程解析,结合古湖泊学气候环境序列对比,辨析湖泊沉积物中粒度对气温变化敏感性.根据表层沉积物的粒度参数、各粒级百分含量的空间格局以及频率分布曲线特征,分析了该湖不同湖区的水动力环境.结果表明,该湖碎屑沉积可分为5种类型,其中开阔湖区除小岛周围和北岸受近岸碎屑影响外,其他中心湖区主要受悬移搬运控制;沉积动力学模型(粒径趋势方法)分析表明,该湖开阔湖区沉积物具有自西向东运移的输运趋势,表明该湖西部冰川融水补给河流加曲对湖泊的影响不仅限制在冲积扇上,而且影响到整个湖泊,从而也表明了湖泊沉积物粒度的温度指示意义;中心湖区沉积物岩芯粒度指标与气温资料时间序列的对比,验证了在短时间尺度上,粒度环境意义为区域温度的良好指示器,进而验证了水动力现代过程辨析方法的可靠性.作为案例研究,本研究表明,沉积物粒径趋势分析和沉积模式常规对比方法能够辨析青藏高原冰川融水补给湖泊的水动力过程,进而有助于理解钻孔的碎屑来源和粒度大小的控制性因素,有利于提高该类湖泊的古气候反演能力.     

南黄海黏土矿物分布特征及其指示意义

用X射线衍射仪技术分析了南黄海88个表层沉积物样品的黏土矿物含量及组合特征, 编制了最新、最全面的黏土矿物分布图, 阐述了海区内4种黏土矿物(伊利石、绿泥石、高岭石和蒙皂石)的分布特征. 研究表明, 南黄海黏土矿物主要为陆源成因, 黄河是其主要物质供给者. 最后讨论了南黄海的泥质沉积来源: 南黄海中部的泥质沉积, 其北半部分以黄河物质为主, 其中部和南部则是“多源”混合沉积而成的; 南黄海东南部的泥质沉积, 其北半部含较多的锦江和英山江的物质, 其南半部则系多源沉积的产物.     

南海北部近代沉积物钕同位素分布及意义

南海北部及周边地区近代陆源沉积物稀土元素配分模式总体相似, 接近上地壳平均成分(PAAS), 在重稀土含量上则略为偏高, LaN/LuN比值明显小于PAAS. 但是珠江主要支流西江沉积物的稀土元素含量略高于PAAS, 在重稀土分布态势上明显偏轻, LaN/LuN比值明显大于PAAS. 南海北部地区近代沉积物钕同位素分布具有明显的区域性, 主要受控于珠江源区和闽粤沿海源区以及台湾岛源区. 闽粤沿海地区ε_Nd(0)值最大, 西江沉积物最小, 台湾岛以及海域中沉积物ε_Nd(0)值介于两者之间. 沿伶仃洋-东沙岛连线, 在该线东北区域钕同位素值相对偏高, 西南区域相对偏低. 珠江源沉积物主要影响该线西南区域, 源区母岩以发育大量古生代碳酸盐岩为特征. 闽粤沿海源区以及台湾岛源区, 主要影响该线东北区域, 闽粤沿海源区母岩以发育大量中新生代花岗岩为特征. 由于源区母岩成分上的不同, 造成沉积物在重稀土含量、Sc/Ti比值以及ε_Nd(0)值上存在明显差异. 发育在东沙群岛东南侧高沉积速率堆积体的陆源物质超过80%来自南海北部源区即闽粤沿海源区以及台湾岛源区, 来自珠江源的陆源沉积物不超过20%.     

河口湾生态学的若干理论

一、河口湾的定义河口湾(estuary)是指与外海相通的半封闭沿岸水体;它由于潮汐的影响和陆地淡水的注入而变为半咸水环境。属于河口湾的有河口(river mouths)、海湾(bays)、潮汐沼泽(tidal marshes)和泻湖(lagoons)等。河口湾可以被看作是陆上淡水栖息地和海洋栖息地之间的过渡类型,亦即群落交错区(ecotones)。然而,河口湾的许多重要的理化特征和生物特征并非过渡性的,而是独特的。二、河口湾的生态学分类奥顿(H.T.Odum)等从生态系统能量学的角度对河口湾所做的分类不仅包括河口、海湾和海峡(straits)等,而且包括所有海岸生态系统(coastal ecosystems)。 1.受物理因素控制的河口海岸生态系统它们或受到高波能及强潮流的作用,或具有激烈的温盐变     

雄安新区西部GB014孔第四纪地层结构与演化过程

对雄安新区西部GB014孔进行了岩石磁学、古地磁和沉积学研究,建立了第四纪地层结构,为更科学利用地下空间提供基础地质支撑.岩石磁学和系统退磁实验揭示钻孔沉积物的载磁矿物主要为磁铁矿,其次为赤铁矿.依据古地磁和区域沉积特征,建立了GB014孔的磁性地层年代框架,下-中更新统界线(M/B界线)和第四系底界(G/M界线)埋深分别为33.8、135.0 m.依据沉积物岩性、结构,以及自然伽玛曲线、粒度、色度、环境磁学参数等将GB014孔划分为5个沉积体系,自下而上依次为:沉积体系Ⅴ为粗颗粒的冲积扇相,埋深为200～146.6 m,年龄为3.90～2.81 Ma,沉积速率为4.9 cm/ka;沉积体系Ⅳ为细颗粒的泛滥平原相,埋深为146.6～108.0 m,年龄为2.81～1.88Ma,沉积速率为2.76 cm/ka;沉积体系Ⅲ为粗颗粒的辫状河道相,埋深为108.0～57.6 m,年龄为1.88～1.02 Ma,沉积速率为5.86 cm/ka;沉积体系Ⅱ为细颗粒的泛滥平原相,埋深为57.6～35.8 m,年龄为1.02～0.79 Ma,沉积速率为9.48 cm/ka;沉积体系Ⅰ为夹决口扇的泛滥平原相,埋深为35.8～0 m,年龄为0～0.79 Ma,沉积速率为4.53 cm/ka.晚上新世以来GB014孔记录了3.90～2.81和1.88～0.79 Ma两次构造活跃期,其中1.88～1.02 Ma时期可能发生物源变化.太行山山前普遍存在这两期构造活动形成的粗颗粒沉积物,而中、晚更新世的砂层则可能与海侵进入渤海湾、区域降水增多有关.