《鲁东地质教学实习》指导书 - 图文-

1、鲁东地质教学实习指导书陈世悦主编中国石油大学(华东地球资源与信息学院2006.6.30各位同学:这本实习指导书由多位老师合作编写,时间非常仓促,内容不完备的地方敬请谅解!编者分工如下:第一章由陈清华教授执笔,第二章由王冠民副教授执笔,第三章由吴孔友副教授执笔,第四章由董春梅副教授执笔,第五章由吴智平教授执笔,第六章由陈世悦教授执笔,第七章由邱隆伟副教授执笔,第八章由马在平副教授执笔,全书由陈世悦教授统搞。专题地质实习是专门为地质学专业设计的教学实习内容,尽管路线较长,但内容十分丰富,基本的地质现象都可以在这次实习中见到,要求同学们在每一个实习点掌握一两个重点内容即可,但确实要把重点内容吃透,实

2、习过程中不宜面面俱到。关于实习报告,建议以专门问题开展讨论,例如:1、现代海岸沉积、古代沉积特征、特殊沉积现象2、地层、不整合3、断裂、节理、褶皱4、侵入体、岩脉、火山机制5、变质岩与变质作用希望各位同学在野外实习期间注意安全,努力学习,让我们共同努力,圆满、顺利完成实习任务!另外,也希望同学们认真学习实习指导书,尽量发现其中错误的地方(包括错别字、语句不通、内容不合适等,并把发现的问题及时告诉带队老师,以便修改、完善这本指导书!陈世悦2006.6.29第一章山东省地质概况 (1第二章日照海岸现代沉积考察 (16第一节无障壁海岸现代沉积 (16第二节有障壁海岸沉积环境 (19第三节三角洲沉积

3、(27第三章黄岛地区地质特征 (32第一节交通位置及自然条件 (32第二节地层发育概况 (33第三节李家屯-南杜村中生界白垩系沉积岩观察路线 (37(六王氏群(K2w (40第四节凤凰岛岩浆岩、变质岩路线 (41第五节黄岛现代海岸沉积考察 (44第四章昌乐火山岩地质特征 (46第一节概况 (46第二节火山岩的基本知识 (51第三节火山岩的产状和相 (52第四节火山岩的宏观构造 (55第五节火山岩的野外研究方法 (56第六节野外实习路线 (58观察点一团山子火山口 (58观察点二北岩火山群 (60观察点三山旺鹁鸽山南坡火山熔岩和火山碎屑岩 (62第五章山旺化石自然保护区地质特征 (64第六章博山

4、及其邻近地区地质特征 (79第一节 位置、交通及自然地理概况 (79第二节石炭系-二叠系地质特征 (80第三节中生界地质特征 (86第七章新汶地区地质特征 (88第一节自然地理 (88第二节区域地层特征 (88第三节、常见的岩石类型及形成环境 (99第四节、区域构造及地质演化 (101第五节野外地质路线 (108第八章泰山地质特征 (119第一节 位置、交通及自然地理概况 (119第二节 区域地质概况 (119野外地质实习路线 (133第一章山东省地质概况本次实习涉及山东多个地区,地点分散。为有助于建立各个实习地点地质特征的整体观念,特设“山东省地质概况”部分,资料引自山东省区域地质(宋春明等

5、,2003。选取内容主要考虑是否具有反映山东省全区特征的图件。一、自然地理与矿产资源山东省位于中国东部沿海、黄河下游,地理坐标:东经114°36122°43,北纬34°2538°23。境域包括半岛和内陆两部分,胶东半岛突出于渤海与黄海之中,与辽东半岛遥相对峙;内陆部分自北向南与河北、河南、安徽、江苏四省接壤,全境南北最长约400多千米,东西最宽约700多千米,总面积约1533002。山东省现代自然地理的特征,是自然界长期发展中经受了多种内、外力地质作用综合结果的集中反映。1、地貌基本特征山东省境内中部山地突起,西南、西北地洼平坦,东部缓丘起伏,形成以山地

6、丘陵为骨架、平原盆地交错环列其间的地形大势,泰山雄踞中部,主峰海拔1545米,为全省最高点。黄河三角洲一般海拔2m10m,为全省陆地最低处。按地形的空间分布特征,可将山东分为鲁中南山地丘陵区、胶莱平原区、胶东丘陵区、鲁西南-鲁西北平原区及现代黄河三角洲等地貌分区。鲁中南山地丘陵区,其西部和北部分别以运河湖泊带和胶济铁路沿线为界,北部自青州,经安丘至胶州湾西岸,东南部沿黄海之滨抵海州湾畴。该区中间高、边缘低。泰山、鲁山、沂山、蒙山的主峰均在海拔千米以上,构成该区脊部。脊部两侧海拔500m600m,属古生代和中生代地层构成的丘陵。丘陵外缘是山麓堆积平原,主要分布在胶济铁路沿线和运河湖泊湖东一带,海

7、拔40m70m。区内石灰岩分布广泛,喀斯特地貌发育,地下裂隙溶洞水受阻后一部分涌出地表,形成诸多泉群。胶东丘陵区,主要包括烟台市、青岛市、威海市所辖地区,为山东半岛的主体。该区山丘基本由火成岩组成,除少数山峰海拔700米以上外,大部分为海拔200m300m的波状丘陵。丘陵之间被断陷盆地分隔,主要有莱阳盆地、桃村盆地等。丘陵外缘,散布着沿海平原,宽度自数千米至十余千米不等,该区中北部自西向东分布有大泽山、艾山、牙山、昆嵛山、韦德山等较大山丘,它们构成半岛南北水系的分水岭。胶莱平原区,介于鲁中南山地丘陵区与胶东丘陵区之间。包括潍坊市辖区大部与青岛市辖区北部。系潍河、大沽河、胶莱河冲积而成,海拔多在

8、50米左右。鲁西南-鲁西北平原区,由黄河泛滥冲积而成,是华北平原的组成部分,位于运河湖带以西,胶济铁路以北,形成一个半圆形环抱着鲁中南山地丘陵。海拔大多在50米以下,自西南向东北微倾,由于黄河多次决口改道和沉积,地表形成一系列高差不大的河道高地和河间洼地,彼此重迭,纵横交错。现代黄河三角洲呈扇状,以利津以下的宁海为顶端,东南至小清河河口,西北到徒骇河入海口,前缘部分突出伸入渤海湾与莱洲湾之中。黄河口堆积作用很强,三角洲每年向海延伸约2km3km。2、山川展布山东省主要山脉,集中分布于鲁中南山地丘陵区和胶东丘陵区。鲁中南山丘区山脉主要由片麻状花岗岩(花岗质片麻岩组成,胶东丘陵区山脉则主要由花岗岩

9、组成。绝对高度在700米以上,面积150平方千米以上的有泰山、蒙山、崂山、鲁山、沂山、徂徕山、昆嵛山、艾山、牙山、大泽山等。鲁中南山地丘陵区山脉多呈NW向和近东西向展布,胶东丘陵区山脉则多呈近南北向和近东西向展布。山东省水系比较发育,自然河流的平均密度每平方千米0.7千米以上。干流长10千米以上的河流有1500多条。这些河流分属于淮河流域、黄河流域、海河流域、小清河流域和胶东水系。湖泊集中分布在鲁中南丘陵区与鲁西南平原之间的鲁西湖带,以济宁为中心分为两大湖群,以南为南四胡,以北为北五湖。前者以微山湖为首,后者以东平湖最大。胶东半岛三面环海,海岸线北自无棣县的伏河口,南至日照市的绣针河口,全长3

10、024千米,沿线有众多的天然港湾,分别构成青岛、烟台、威海、龙口、石岛、石臼所、岚山头等海港码头。近海海域中散布着许多岛屿,其中最大的是庙岛群岛中的南长山岛,面积12平方千米。3、矿产资源山东省矿产资源分布广泛,矿种齐全,截至2000年底,全省共发现各类矿产150种,其中已探明资源储量的有78种,探明矿区(床1346处,保有资源储量潜在总值约4.35万亿元。金属矿产以铁、铜、铝、锌、金为主,其中金矿资源(储量及开采量在国内处于前列位置,集中产于招远、莱州和沂南等地。铁矿的特点是产地集中,莱芜、济南、淄博是富集区。非金属矿产主要是:煤、石油、天然气、金刚石、重晶石、石墨、菱铁矿、石膏、膨润土、沸

11、石等。二、综合地层区划根据地层总体发育情况,在全国地层区划中,山东省属华北地层大区(V、晋冀鲁豫地层区(V4,据三级区划原则可分为华北平原(V48、鲁西(V410及鲁东(V411三个地层分区(图1-1。 V48华北地层分区V410鲁西地层分区V411鲁东地层分区图1-1 山东省地层综合区划图各地层分区岩石地层划分、对比情况见表1-1。 华北平原地层分区(V48以发育巨厚的新生代地层并含油、气等矿产为特征,南以聊城-兰考断裂和齐河-广饶断裂为界,自西南向东明、聊城经齐河转向东,至广饶向南经青州至潍坊、昌邑,与鲁西地层分区相邻。鲁西地层分区(V410以古生代地层发育为特征,寒武纪地层经国内外学者多

12、年研究,已公认为华北大区的年代地层和岩石地层层型。中、新生代地层只发育在小型断陷盆地中,含石膏、煤等沉积矿产。该地层分区东以安丘-莒县断裂与鲁东地层分区为界。鲁东地层分区(V411以前寒武纪地层和中生代白垩纪地层发育为特征。胶莱盆地内白垩纪地层层序清楚,露头良好,为中国东部陆相地层划分的标准之一,以产鸭嘴龙动物群而闻名。三、岩浆岩分布概况岩浆岩的时、空分布及其形成、演化和构造运动的发生、发展息息相关。山东省岩浆岩在空间上具有区域成带分布特点,在时间上则显示出多旋回活动的特点,在形成上具有多成因的特点。 图1-2 山东省岩浆岩分布及分区图1-中生代侵入岩2-古生代侵入岩3-新元古代侵入岩 4-中

13、元古代侵入岩5-古元古代侵入岩6-太古宙侵入岩7-中生代火山岩8-新生代玄武岩 9-第四系松散沉积物 10-固结地层11-断裂 沂水岩浆岩带 鲁山-沂山岩浆岩带 泰山-徂徕山-蒙山岩浆岩带 马山-灵山-四海山岩浆岩带 鲁西中生代火山岩带 潍坊-郯城中生代火山岩带 栖霞岩浆岩带 玲珑-平度及鹊山-昆嵛山侵入岩带 临沭-胶南及海阳所-威海侵入岩带 东部沿海侵入岩带 -1艾山杂岩体 -2伟德山杂岩体 -3石岛杂岩体 -4海阳杂岩体 -5崂山-大珠山杂岩体 -6大场杂岩体 -7河山杂岩体 -8大山-大店杂岩体 鲁东中山代火山岩带 临朐-蓬莱新生代火山岩带根据岩浆岩总体发育状况,山东省岩浆岩分别被划为塔

14、里木华北区及昆仑秦岭区。按照花岗岩类的分布特点,又分别被划为泰山花岗岩带、华北地台南缘晋宁期花岗岩带、长白山(辽东冀东胶东花岗岩带及东南沿海花岗岩(中生代岩浆岩带。早前寒武纪岩浆岩是鲁西区的主体,约占岩浆岩出露面积的90%。鲁西区构造岩浆区及鲁东构造岩浆区,二者以沂沭断裂为界(图1-2。(1沂水岩浆岩带:包括沂沭断裂带内汞丹山以南地段,以发育沂水超单元紫苏花岗岩,沂水岩群超基性、基性火山岩及严家官庄单元超基性侵入岩为特征。伴有数量不等的蒙山、傲徕山超单元花岗质岩石,总体呈北东北东东向带状展布。(2鲁山沂山岩浆岩带:东自沂沭断裂带西界,西至西麦腰孟良崮一线,并包含汞丹山以北的沂沭断裂带北段地区。

15、区内主要分布傲徕山超单元二长花岗质侵入岩,南涝坡超单元、牛岚单元超基性基性侵入岩及泰山岩群绿岩带型火山岩。构造线走向由东向西为北北东、近南北至北西向。在沂南和临朐等地有中生代中酸性侵入岩分布。(3泰山傲徕山蒙山岩浆岩带,包括鲁山沂山岩带南侧至界首蒙山断裂以北地区,以蒙山超单元、峄山超单元钠质花岗岩类与傲徕山超单元二长花岗岩类相间分布为特征,间或出现万山庄超单元、南涝坡超单元、牛岚单元超基性基性侵入岩、红门超单元中性侵入岩及摩天岭超单元浅色花岗岩,包含较多泰山岩群绿岩型火山岩包体。构造线以北西向为主。北部地区有中生代济南、埠村等超单元中基性侵入岩,在新汶、蒙阴等地见沂南、苍山超单元中酸性侵入岩。

16、(4马山灵山四海山岩浆岩带,主要出露峄山超单元钠质花岗岩、傲徕山超单元二长花岗岩,并穿插出现四海山超单元钾质花岗岩、红门超单元中性侵入岩和牛岚单元基性岩墙。构造线走向北西西或近东西向。(5鲁西中生代火山岩带,主要出露于方城盆地、蒙阴盆地等中生代盆地中,由青山群火山岩构成,构造线走向北西。(6潍坊郯城中生代火山岩带,分布于沂沭断裂之断陷盆地中,由青山群及大盛群火山岩组成。呈北北东向带状展布。鲁东地区岩浆岩主要有太古宙、新元古代及中生代三个形成期,元古宙以来的岩浆活动比鲁西地区强烈的多。鲁东区岩浆岩带分布如下:(1栖霞岩浆岩带,分布范围东自桃村断裂,西至招远平度麻兰一线,其南为胶莱盆地,北为黄海,

17、属胶北隆起的核部。主要由栖霞超单元TTG岩系组成,有少量官地洼超单元、马连庄超单元、莱州超单元超基性基性侵入岩及胶东群中基性火山岩。构造线走向近东西。(2玲珑平度及鹊山昆嵛山侵入岩带:出露于栖霞岩浆岩带的东西两侧,主要由玲珑超单元组成,岩带走向近南北。(3临沭胶南及海阳所威海侵入岩带,出露于鲁东南及胶东半岛东端之胶南造山带范畴内,主要由荣成超单元、月季山超单元、铁山超单元等新元古代花岗岩类组成,部分海阳所超单元超基性基性中性侵入岩,岩带总体走向北东,其内构造线走向较复杂。、(4东部沿海侵入岩带:主要出露于威海青岛日照一带的沿海地区。由柳林庄超单元、郭家岭超单元、宁津所超单元、伟德山超单元、雨山

18、超单元、大店超单元及崂山超单元侵入岩组成,岩带整体走向北东。主要包括8个复式杂岩体,分别是艾山杂岩体、伟德山杂岩体、石岛杂岩体、海阳杂岩体、崂山大珠山杂岩体、大场杂岩体、河山杂岩体及大山大店杂岩体。(5鲁东中生代火山岩带:主要出露于胶莱盆地周缘。大部分由青山群火山岩组成,少量莱阳群火山岩及王氏群山火岩,总体呈近东西向带状展布。(6临朐蓬莱新生代火山岩带:由新生代玄武岩类组成,总体呈北东向带状展布。四、火山构造山东省、级火山构造分属环太平洋中、新生代火山活动带(级、辽鲁中、新生代火山带(级,可分为鲁东中生代火山喷发区、潍坊郯城中生代火山喷发带、鲁西中生代火山喷发区及临朐蓬莱新生代火山喷发带,共4

19、个级火山构造。级火山构造进一步划分为火山群、火山盆地、火山洼地及火山台地四类共24个(图1-3。 图1-3 山东省中、新生代-级火山构造划分略图五、区域变质1.变质地质单元的划分按照1:400万中国变质地质图(1986的划分标准,山东省属华北太古古元古一级变质地区所属的华北亚区和胶辽亚区两个次级变质地质单元。其中,鲁西地区属华北亚区,鲁东地区包含了胶北隆起和胶南威海造山带,属胶辽亚区,但是,近十多年来的调查研究证实,胶南威海地区系秦岭大别山造山带的东延部分,其大地构造的归属已不能简单的划归华北板块区。同时,考虑到变质地质单元的划分与构造单元的划分有大致相似的原则和区界,因而威海、胶南地区,从变

20、质地质单元归属上应划归柴达木祁连北秦岭元古宙早古生代变质地区之北秦岭亚区。这样划分与程裕淇等主编的中国区域地质概论对构造单元的划分基本吻合。三个变质地质单元的划分界线与构造单元的划分相同,鲁东、鲁西地区以沂沭断裂带为界;胶南威海造山带与胶北隆起以牟平即墨五莲断裂相隔。2.变质作用的基本特征从板块构造的观点看,山东省处于不同的大地构造部位。胶南威海造山带,系秦岭大别造山带的东延部分;胶北隆起为华北板块的南缘,与造山带毗邻;鲁西地块则位于华北板块内部。三个单元的构造演化史不同,因而区域变质作用也显示出明显的差别。山东省区域变质相带分布如图1-4。(1胶南威海地区该区变质作用主期发生于晋宁期,受变质

21、的对象主体为晋宁期同构造的花岗岩,变质程度主要为低角闪岩相,其变质作用类型为区域动力热流变质作用,明显不同于胶北地区的晋宁震旦纪的区域动力带状变质作用类型。在该构造带中发育有大量的高压超高压变质岩榴辉岩,近年的工作已经证明,部分地区的榴辉岩的围岩同样经历了高压超高压变质作用。在威海小石岛,文登藏格庄、乳山海阳所、青岛仰口等地区见有高压麻粒岩,在部分麻粒岩中石榴石的核部(威海见有柯石英的包体,表明该类麻粒岩是由榴辉岩退变而来。不论是榴辉岩还是麻粒岩,均在角闪岩相受变质的地质体中呈包体出现。(2胶北地区胶北地区作为华北板块的南缘,其变质作用特点与胶南威海造山带迥然不同。胶北太古宙变质作用可分为二期

22、:中太古代迁西期在胶北隆起区所有中太古代地质体都已达麻粒岩相变质作用,表明中太古代是单相面状变质。新太古代五台期在阜平期形成的地质体中表现尤为明显,均达高角闪岩相变质,新太古代变质比较均匀,为单相面状变质。由些可见,太古宙的变质作用,主要显示区域热流变质特点。地壳比较薄,地热梯度比较高,并且较均一,是胶北太古宙变质环境的基本特点。元古宙早期,在华北板块的边缘硅铝壳上出现了以明村直角山旌旗山大庄头为中心的线型胶北裂陷槽,沉积了一套泥质岩碎屑岩钙镁硅酸盐岩碳酸盐岩建造,局部伴有火山喷发,随着古元古代中后期沉积盆地的闭合,在古元古界中发生了区域动力热流变质作用,形成递增变质带,自核部的麻粒岩相向两翼

23、依次递变为高角闪岩相、低角闪岩相、高绿片岩相。中元古代是地壳演化相对的平静期。新元古代在华北板块的边缘上出现了弧后盆地震旦纪沉积,震旦纪末,随着盆地的闭合,发生了低绿片岩相区域动力变质作用。空间上,呈线型分布。胶北隆起区的变质演化,从太古宙的区域热流高温单相变质古元古代的区域动力热流带状变质新元古代的区域动力线型变质,总体反映了热流值由高到低的不可逆变化。(3鲁西地区鲁西地区的区域变质作用主要发育于太古宙,中太古代的沂水岩群及大致同时代的侵入体遭受了中太古代迁西期麻粒岩相区域热流变质作用。阜平期又使新太古代早期形成的泰山岩群及大10图1-4 山东省变质相分布图 致同时代的侵入体发生了角闪岩相区

24、域动力热流变质作用,五台期的叠加变质为低角闪岩相绿片岩相。总的看来,上述三期变质尽管每期都略有差别,但总体来说是均匀的。在太古宙时期,鲁西地区热流分布比较均匀,但地热梯度不如胶北隆起区高。鲁西地区元古宙变质主要是因韧性剪切变形作用显示的带状变质,为区域动力变质。六大地构造单元划分山东省地质构造格局复杂,沂沭断裂带纵贯山东省中部;胶南威海造山带嵌于山东半岛。二者基岩露头良好,是揭示山东省主体构造的窗口。在长期地质演化历史过程中,山东陆块是由不同时代、不同性质、不同构造层次的地质块体相拼贴组合而成的。国内外知名地质学者对山东省的地质构造多有著述。传统的“槽台说”认为山东属华北地台或中朝准地台。黄汲

25、清先生进一步发展了多旋回槽台观点,将山东大地构造划分为鲁西断隆、华北断坳、胶辽台隆三个大地构造单元(二级;李四光先生创立的地质力学理论,对山东省地质构造研究有较深刻影响,山东省处于新华夏系第二隆起带和第二沉降带两个一级构造单元之上;陈国达先生(1960认为山东省属于典型的地洼区(鲁西,太古宙属前地槽阶段,古元古代属地槽阶段,新元古代古生代为地台阶段,中、新生代为地洼阶段;张文佑先生的“断块说”理论和张伯声先生创立的“地壳的波浪状镶嵌构造”学说,对山东省地质构造划分和研究都有影响。曹国权先生(1990对胶南地体有详细论述,丰富了山东地质构造的研究内容。关于山东省构造和大地构造单元的划分,以板块构

26、造理论为基础,参照程裕淇先生等在中国区域地质概论中的划分思想和原则,结合山东大地构造单元划分现状和单元名称的称谓,提出相应划分方案(图1-5,表1-2。程裕淇先生将华北板块(陆块作为中国大陆板块的次级构造单元,称之为陆块,相当于地台。另外还有活动带(地槽。“三、四级构造单元名称目前还没有成熟的划分方案,暂沿用目前较常用的单元名称,如褶皱系、褶皱带、裂谷带、地块、隆起、坳陷、地堑、断陷盆地等”。本次大地构造单元之术语名称充分考虑了上述原则。山东省大地构造单元划分,一级构造单元采用华北板块和秦岭大别板块结合带;二级构造单元划分为华北坳陷、鲁西地块、胶北地块、沂沭断裂带;三级构造单元采用断坳、隆块、

27、隆褶带等单元术语;四级构造单元术语以隆起、盆地为基本单元术语;五级构造单元采用凸、凹或凸起、凹陷为基本构造单元术语。对于处于鲁中隆块、济阳断坳和沂沭断裂带交汇处的昌潍断陷,其归属久存争议。本次划分结合中、新生代地层发育情况及所处区域构造位置,对沂沭断裂带内的寒亭潜凸、昌邑潜凹、下营潜凸,划归沂沭断裂带;海域部分归属渤海断坳区;沂沭断裂带以西归属济阳断坳区。需要特别指出:这种划分方案,与中国石油地质界的划分方案与使用名称具有很大区别。七. 第四纪活动断裂新近纪以来的断裂格架及活动特征,主要表现为断块运动和对古近纪及其前的构造继承性活动。新近纪活动的断裂,第四纪以来表现出块段差异,单条断裂整体活动

28、性差。第四纪以来的活动断裂,主要集中在沂沭断裂带、兰考聊城断裂带、牟平即墨断裂带、鲁西潜断块、渤海及南、北黄海的近陆海域(图1-6。 12图1-5 山东省大地构造单元划分图表1-2 山东省大地构造单元划分表 14图1-6 山东省第四纪活动断裂分布图 活动断裂的展布方向为NNE向,NE向和NW向活动断裂为一组共轭断裂,其活动受NNE 向主活动断裂的影响,往往构成地应力释放的发震构造,成为地震多发地带。沂沭断裂带以西以NW向活动断裂为主,其东以NE向为主,个别为其它方向。断裂构造新活动的特征和标志主要表现在断裂切割或控制新近纪以来的建造。山脉错脊和三角形断层崖、地震、地热现象也是断裂新活动的较直接

29、或间接标志。断裂的新活动对第四纪盆地控制明显,山东省较大的盆地如华北坳陷内的盆地、渤海湾盆地、北黄海及南黄海北部盆地,这些盆地多为新构造运动期的坳陷盆地。山间小盆地则规模较小,多沿断裂控制的现代水系发育,第四系堆积厚度不一。沂沭断裂带内的苏村盆地和临沂盆地第四系厚度8cm15cm;石埠和莒县盆地厚20cm30cm;南部板泉盆地厚达140cm170cm;郯城盆地厚40 cm90cm。带内盆地地下水位埋深一般3m6m。鲁西地块上五井断裂活动相关的沂源盆地第四系厚度达15m;临朐盆地90m;但昌乐盆地由于中新世玄武岩广布,第四系厚度5m20m;大汶口盆地第四系厚度20m;肥城盆地30m;莱芜盆地10

30、m20m。这些构造盆地的第四系建造厚度差异是新构造运动强度差异的反映。第二章日照海岸现代沉积考察第一节无障壁海岸现代沉积一、沉积环境划分由东南营至涛雒河口的潮间地带,沿岸砂堤向海延伸,当退潮时主要显现沙质海滩沉积。潮水受多种因素影响,属不正规半日潮,一天中有两次高潮和低潮,且相邻潮高不等,出现高潮、次高潮、低潮、次低潮。在海岸沙丘向海方向,可观察到两条高低不同的,由贝壳杂物组成的涨潮线,两者高差达0.5一lm。由此,日照沙质海岸的亚相划分具有自己的特点,即出现一个后滨一前滨的过渡带,我们称之为潮滨带(图21。由前滨向海的方向依次为近滨、过渡带和滨外带。 图21 日照沙质海岸沉积环境划分示意图由

31、石臼港向南,小冲子至付瞳河一带为低能粉砂质海岸环境,这里受码头及付瞳河南侧天然堤的阻挡,使该处没有强烈海浪作用,类似一个浅水的海湾,潮间海滩十分开阔平坦,沉积物以粉砂、暗色淤泥组份较多,部分地区发育大量潮沟,潮渠曲折蜿蜒,类似小型曲流河。二、沉积物及构造特征1.岩矿特征:石英含量相对较低,而长石含量和岩屑含量较高,碎屑、重矿物富集,这是由于基岩为花岗岩所致。2.粒度分布特征:概率曲线图显示跳跃总体发育,分选和磨圆相对较好。3.生物学特征:沉积物中含数量不等的各门类海相生物及其碎片,在涨潮线附近见介壳层,形成水位痕,物质介壳具碎屑、磨损现象,主要底栖生物的贝壳种类包括螺、牡蛎、蛤、蚶、贻等。4.

32、垂向层序:在高潮线、次高潮线之间建立的剖面上,发现这里的砂砾碎屑由下向上是一个个由粗变细的正韵律,每个韵律710cm,总体来看,由这些韵律组成的剖面向上是变细的,反映了一种海平面逐渐上升,也就是海侵的过程。5.沉积构造特征:日照沙质海岸发育各种各样的沉积构造,典型的如水位痕、细流痕、气泡沙、障碍痕、生物活动痕迹及各种复杂的流水波痕,风成波痕及干涉波痕,这里着重描述其特殊的及普遍发育的沉积构造。(1.气泡沙在高潮线与次高潮线附近的海滩表面,常常发现大量的圆形或椭圆形孔洞,直径1mm到十几个mm,脚踏在这些沙粒上面尤其觉得松软,这就是气泡沙。金德利(1936和埃默里(1945对此作过研究。金德利的

33、注意是由以下事实所引起的,在高潮带的沙比海滩其它任何部分的沙都松软得多。他推断,这种松沙是在冲流水首次覆盖先前的干沙时由于空气被逐出形成的。排气的过程本身就会形成疏松的粒状小沙团,而更为重要的是那些空气被包裹和存留于海滩中小斑块内,使沙形成蜂窝状构造。默埃里对这种多孔沙的特征作过详细研究,他发现气室可顺层面拉长使其形状从原来的球状变为近椭圆状。气泡的直径为沙粒直径的若干倍。通常发育在2030cm厚的沙层中。其中一个例子是沙中气室的体积占原始沙体体积的36%,它与原始沙的24%微细孔隙一起给出了50%的总体积孔隙。疏松多孔的沙,在中等粒级沙中发育最好,通常在极细的或极粗的沙中则不多。这种孔状沙在

34、面向大海的海滩上,不如在受掩护的湾内海滩上发育的好。湖滩上没有或很少有多孔沙,显然是由于这里缺乏潮汐引起的水面变化,而在它们形成过程中,这一点正是很重要的,但是多孔沙(气泡沙并不是必定与海滩有关,只是在潮汐沙坝上非常普遍。Palmer(1928和Emerg(194车认为,气泡沙的孔洞直径210mm,深24cm,类似于跳虫挖掘的洞。这些孔洞是从海滩向上逸出的气流造成的,当冲流水覆盖海滩时,就从孔洞中向上冒泡从而形成这些洞穴。 图2-2 气泡沙(2细流痕细流痕通常是在低潮或暴风浪后从滩面渗出的水而形成的。水从海滩渗出,汇聚成小细流,再联合成较大的细流,沿着自然表面斜坡向海方向扩展,最终可以形成一个

35、微型的树枝状、分叉状或齿状小水系,不过,在低潮出露沙坎的向岸侧或者在向岸倾斜的滩肩上,有时也见到这种细流痕,它们也流入暴露在海滩上的较大岩石周围淘刷的潮水潭中,因此,它并不存在一定的向岸或离岸方向。细流痕中树枝型的形状与植物茎相似,常与裂流水道相伴生。(3回流波痕分布在比较平坦的潮间、沙滩上,波峰已被后期水流改造,往往被细沟切断,并迭加小型菱形波痕,或者变成宽而微曲的平台,其延伸方向近似海岸线方向,波谷内有海滩渗出水流动,谷底主要由粗粒的砂或砾石组成,形似曲流河的河床滞留沉积,一般地,回流波痕的波长(两波脊之间距在20cm到60cm之间,波高较低,而波痕指数(波长与波高之比在30110之间,比

36、其他水流波痕大得多。很少有人研究回流波痕的成因,海斯(1972提出它是在超临界水流状态下(Fr>1形成的,并可以与河流中的逆行沙波相对比,这种思想尚有待于进一步研究。(4菱形波痕大致表现为钻石状或菱形的沉积图案,由波浪的回流在海滩面土塑造而成,样子很象硬鳞鱼或象迭置的苏铁树鳞片状的叶瓣。研究表现,菱形波痕长对角线始终与水流方向相一致,长、宽比率与滩面的坡度间有着良好的相关性,坡度愈大,长宽比率愈大,在坡度较大的海滩上,图案伸延较长,这可能与较高的回流流速有关。没有必要用交错成迭加的回流来解释这种沉积类型,明显需要的是要解释在滩面上使回返片流改变其径直向下流动方向而发生偏转的机理是什么,从

37、而成为产生菱形图案的水流型式。德马雷斯特(1947认为回流回返时渗出滩面的水引起的“波纹”状水波是使回流发生偏转的原因,这种解释不可全信,因为在滩面上,象贝壳和砾石那样大的物体,可将水流偏转成独特的V字形。假如海滩上分布着许多这类物体,那么它们独特的阻流图式将相互干扰,并形成菱形图案。然而,在许多情况下海滩上并没有明显看得见的这种物体。有可能海滩表面颗粒结构的微小起伏所起的作用能代替上述较大而看得见的这种物体。伍德福德(1935曾提出,这种图式并不是偏向流影响的结果,而是当水流超临界流(Fr>1时,从海滩上突出物体或不平处顺流传播的波浪相互干涉而产生的。地质学家对菱形波痕感兴趣的一点就是

38、在古岩石中菱形波痕的存在,可以推断波浪过程和海滩环境。此外,它们的几何形态也可用来确定古海滩面的坡度,也能在某种程度上用来判断波浪的性质。(5生物痕迹构造生物在沉积物表面或内部活动所留下的痕迹口叫生物痕迹构造,在低潮线以上的海滩上,发育两种典型的现代生物痕迹构造:一是螃蟹迹(pislonichnus;二是曲带迹(Curvolithus。这两种痕迹遍布于泻湖、潮间和潮上带、河口三角洲及开阔、低能海岸带,尤其是在低能的泻湖潮坪以及沙泥质海岸带,那里水动力条件较弱,细粒沉积物比例大,有机质丰富,有利于造迹生物的繁殖、发育以及痕迹的保存。螃蟹迹包括潜穴、爬迹及球粒部分,潜穴是一种垂直、柱状且无衬壁的居

39、住潜穴,内迹保存,形态各异,主穴道直径因生物个体大小而定。在潜穴通道口,可见挖掘洞穴时搬出的球粒,若在低能区则为泥质,而在后滨和前滨等硬底质区则为沙质。有些泥球粒就围绕洞口堆放,形践宝塔状的出口,高达几十几cm。在硬底沙质地区则为铁饼状,由于球粒易吸水塌陷;形如花瓣状的饰物围绕在通道出口处。螃蟹觅食或逃逸在疏松的沉积物表面爬行时,可留下明显的足迹,这些足迹尖而深,密集排列,有的是单列,有的则呈双列,到潜穴通道口则消失,其形态的差别可能与个体大小和性别不同有关。曲带迹是另一种普遍存在于海岸环境的痕迹构造,其形状呈曲带状,中间低洼呈沟状,两边凸出于沉积物平均表面,是由塔螺等缓慢爬行的生物在沉积物表

40、面活动时留下的,其宽度几至十几个毫米,延伸方向为弯曲的带状,由于有大量的塔螺繁殖生栖,曲带迹可以破坏原有的沉积构造。第二节有障壁海岸沉积环境由于有障壁海岸沉积环境受障壁岛的影响,水动力作用主要受潮汐作用的控制。日照沿海的潮汐作用属不正规半日潮,平均潮差在2.8m;而在苏北连云港一带平均潮差可达3.4m。平均潮差常随季节而变化。在日照一带,以8、9月份平均潮差最大,12月或1月最小。在其它条件相同的情况下,潮差的大小可以控制有障壁海岸潮坪的宽度:在中国苏北一带中潮差区,潮坪的宽度约为10km,而在黄河口如广利港一带弱潮差区(<2m潮坪宽度亦可达数km至十几km。日照海域的波浪与该地的盛行风

41、密切相关:冬季以西北到东北浪为主,西北浪的总频率为3947%,夏季则多以南向浪为主,偏南向浪一般在50%以上。但在沿海岸地带则因地形对波浪的分散、折射,波浪的方向很不一致。除由波浪和潮汐派生出的沿岸流以外,日照海域尚发育有沿着黄海西部南下的黄海沿岸流,其方向不随季节而改变,流速可达十几厘米/秒,沿岸流对日照沿岸的水下砂体展布有强烈的控制作用。一、沉积物特征日照有障壁海岸的沉积物类型较多,可从砾石到泥质,从陆源碎屑到海相生物。由于陆源碎屑物质主要源于陆表风化,故而,物源区的岩石特征常常决定了沉积区的物质成分。日照市及其附近属太古界胶东群变质岩系的出露区,其岩性为片麻岩、变粒岩、少量斜长角闪岩、大

42、理岩等,另外在地表尚出露有大小不等的中生代燕山期花岗岩、花岗闪长岩类的侵入体,其中最大的花岗岩体在日照县城西北,沿北西方向延伸达50km。(一石英日照的障壁海岸沉积物中,石英含量普遍较高,在障壁岛和潮汐水道中,石英可占粗碎屑颗粒的60%土,这与物源区的岩石中富含石英密切相关。石英颗粒除少数因含杂质而呈其它颜色外,大部分颗粒的颜色在染色之前后均为无色透明,在不同的沉积物中,石英的相对含量略有差别,潮坪上部沉积的颗粒中石英含量平均可达71。2 %,而在障壁岛海滩砂中,石英含量约在57%,障壁岛顶部的风成砂丘中,石英含量稍高,可达63%。(二斜长石斜长石亦是此区碎屑颗粒的重要组成部分,斜长石染色前为

43、无色透明的板状或不规则状,有的颗粒已遭风化。染色后的斜长石为灰白色,表面浑浊。斜长石是除石英外的主要颗粒成分,其含量常随石英的含量增加而减少。主要成分为中酸性斜长石。海滩砂中的斜长石含量约在36%,在风成粗砂、砾石中减少。(三钾长石钾长石在有障壁海岸沉积中亦有少量,形态上除了板、柱状外,多为不规则粒状。颜色为红色或褐色,其含量在海滩砂中可达5.5%,在风成砂丘中略有升高。(四重矿物山东海洋学院王崎等曾在1978年对日照市附近的付疃河冲积物中各种重矿物做过测定,其中:角闪石一74%,绿帘石一12%,硫铁矿一3%,榍石一5.7%,石榴石一2.0%,钛铁矿一2%,褐铁矿一1.0%,磷灰石一0.3%,

44、这些重矿物主要源于物源区的变质岩。(五粘土矿物虽然在日照海岸不同地点,重矿物的含量和比例不同,但黄海海域表层沉积物中,粘土矿物主要为伊利石、高岭石、绿泥石和蒙脱石。伊利石:是本海区的优势粘土矿物,其平均含量可在50%土。由岸向海,其含量一般逐渐增加,可达到60%土。高岭石:其含量在日照海域中可达35%土,其分布规律与伊利石相反,其高值出现在近岸区。高岭石的来源与物源区片麻岩、变粒岩等古老变质岩系的风化密切相关。绿泥石:与上述两种粘土矿物比较而言,绿泥石的含量较低,但也达到了10%土。绿泥石的来源与物源区的铁、镁质矿物尤其是角闪石类的蚀变作用密切相关。蒙脱石:其含量在四种主要粘土矿物中最低,含量

45、小于5%。值得指出的是:在日照海岸地带,粘土矿物的种类和含量不仅与物质来源有关,而且与水动力条件及沉积地球化学环境亦密切相关。如在砂泥质海岸水动力条件强的地带则易沉积粒状、板状的高岭石,而片状或鳞片状的伊利石则不易沉积。在还原的较静水条件下,则有利于伊利石的保存和高岭石向伊利石的转化,如在泻湖和潮坪中。所以,由于不同地区不同地点,不同沉积环境的水动力条件和地球化学条件的差异,粘土矿物种类和含量也会有所差别。二、障壁岛沉积日照的有障壁海岸主要分布于万平口一带。有障壁海岸是在障壁的遮挡作用下形成的。依沉积环境及沉积特征不同,可将其进一步区分为泻湖、障壁岛、潮坪等沉积环境。泻湖、障壁岛、潮坪三者密切

46、共生,构成了障壁型海岸沉积体系,或称泻湖潮坪沉积体系。万平口泻湖位于日照市的东北海岸,形态狭长,泻湖总面积大约有0.53平方公里。泻湖向海一侧为狭长的障壁岛,障壁岛可以遮住汹涌的海水,使得内侧的泻湖水体相对平静。在障壁岛的东南侧顶端是一条长约50米的潮汐通道,这是泻湖内外海水相勾通的门户。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。其成因一般有两种可能:一是沙嘴、沙坝等在波浪作用下继续堆积以至充分露出水面形成障壁岛;另一种可能是原来曾是大陆海滩或沙丘脊,当海侵发生时,与大陆分开,形成障壁岛,在其背后向陆地区则变成泻湖或潮坪。万平口泻湖障壁岛的形成与流经日照东部海

47、岸的黄海沿岸流有关。黄海沿岸流是一支流经山东和江苏沿岸的海流,北起渤海湾向南流过长江浅滩而入东海,其方向不随季节改变,在苏北沿岸其流速可达25厘米/秒。在距今一万二千年前的晚玉木冰期过后,黄海海平面处于不断的上升过程中。随着海侵的扩大,万平口一带逐渐形成海湾环境,北部为向海突出的基岩海岸,由于黄海沿岸流的运动方向与海岸近于平行,颗粒不断从东北方向向万平口一带运移,在海湾东北角,由于水体加深,使颗粒堆积下来形成沙嘴。沙嘴逐渐延伸,扩展,便形成现今的万平口障壁岛。 障壁岛沉积物一般包括四个部分,即:临滨、海滩、风成沙丘、障壁坪,这四种沉积类型在万平口障壁岛均有发育。海滩和临滨是障壁岛中直接接受风浪

48、的部分,位于障壁岛的向海一侧,临滨处于平均低潮线以下,海滩则处于平均低潮线和最大高潮线之间。海滩和临滨带沉积物分选好,成分成熟度和结构成熟度比较高。在障壁岛前滨地带砂质沉积物中,频率曲线上常呈负偏态,代表了细碎屑物质含量极低。而在后滨地带的频率曲线则较多地呈双峰形态。这与不同强度条件下形成的碎屑物质的混合有关。总体上讲,其沉积特征大体上可与高能滨岸环境类似。万平口障壁岛海滩在波浪的折射作用下,呈圆弧形的砂砾质海岸形状。在平均高潮线以上,风暴潮可以将粗砂、砾石、介壳等搬运到后滨环境中,形成高低不等的风暴潮线。风成沙丘位于万平口障壁岛的顶部、沿障壁岛形成长脊状,系由海滩沉积经风的改造作用而成,其底

49、界为最大高潮线。风成沙丘的形态一般多较平坦,范围较宽阔,沉积物常常较粗,以粗砂、细砾为主,结构成熟度要比海滩砂更好。风成沙丘的形成与风的作用密切相关,由于其所处位置较高,波浪和风暴浪很难将碎屑物质搬运到这里,使得这里的风就成了最主要的地质营力。狂风可以将海滩上的粗砂,细砾等短距离地向前滚动搬运,尤其是当搬运到障壁岛顶部背风坡时,便可因地表风速的降低而沉积下来。沉积下来的风成沙丘由于大多地形较平坦,仍继续接受风的改造,狂风可以将沉积下采的中细砂吹离原地,带到空中,飘洒到泻湖中或者更远的地方,使原地只剩下难以悬浮的粗碎屑物质。所以万平口障壁岛上的风成砂中,粗砂、细砾等粗碎屑的比例非常高,分选性也相

50、当好,这一点与通常意义上的风成砂有很大的不同。但是一般的通常的风只能携带中、细砂以及更细的碎屑物质,这些砂可以覆盖在粗砂、砾石层之上,从而在垂向上可以构成粗砂、砾石与中细砂的韵律互层,发育平行层理。细砂也可以充填在粗砂、砾石之间的孔隙中,在粒度频率图中形成二个尖峰,在概率累积曲线图上表现为多段式。中细砂也可以在障壁岛南端向海一侧形成较平缓的新月形沙丘,但由于常受狂风的改造,故而新月型沙丘较低平,沿海岸方向延伸,缓坡向海方向倾斜,纹层倾斜角远小于沙漠中典型新月型沙丘的2534º。障壁坪位于障壁岛-风成沙丘的向泻湖一侧。一般来讲,当风力造成的风暴浪穿过障壁岛时,可以造成延伸入泻湖的朵状或

51、席状沙,形成冲越扇(图2-4。对每次风暴冲越来说,所形成冲越扇的沉积厚度通常不大,由几十厘米到一、二米。在平面上,它们呈伸长状、半圆状、朵状、席状,宽通常数百米,垂直于岸线。它们的结合体则可达数公里宽,形成了覆盖障壁岛内侧广大地区的冲越坪,或称障壁坪。实际上,障壁坪就是障壁岛与泻湖或潮坪的过渡部份。万平口障壁坪在形态上平行于障壁岛展布,一般地势较平。在该地带,受二种以上的沉积作用:一是来自于海洋方面的风暴浪作用;二是来自于风的作用。风的作用是指障壁岛风成沙丘沉积作用在障壁坪上的继续。风可以把一部分碎屑物质越过风成沙丘,搬运到这里沉积下来。在没有风暴或很少有风暴浪光临的障壁坪上,风就成了障壁坪上

52、碎屑物质的主要搬运营力之一。除此之外,风暴潮或特大潮也会从泻湖方向输送来少量粉砂、泥等细碎屑物质,沉积到这里来。不过和风暴浪比较起来,风和潮汐的作用就显得比较小了。当大的风暴浪来临的时候,汹涌的巨浪可以越过障壁岛,将海滩上风成沙丘上的砂、砾等碎屑物质裹挟到障壁坪上,倾泻下来,形成上面所述的冲越扇或冲越坪。 图2-4 冲越扇在地势平坦的障壁坪上,冲越扇的形态常呈平坦的席状。这种障壁坪主要出现在万平口障壁岛地势较低的南端。如果风暴浪在障壁岛局部撕开口子,且障壁坪的坡度较大,则所形成冲越扇的形态常呈朵状。1997年特大风暴潮就在障壁岛的中部形成了一个约有数百平方米的朵状冲越扇,其形态呈顶部平坦、前缘

53、较陡的扇形。冲越扇的表面发育一些稍低的后期短暂水流所形成的辫状水道。一般来讲,大型的发育在较平坦障壁坪上的冲越扇常具有下细上粗的沉积特点。但在上述这样的小型冲越扇上,由于原始物质分选好,搬运短,沉积快,下细上粗的沉积结构并不明显。相反,却表现出了较明显的下粗上细的特点,此种现象是由于碎屑物质中粘土物质较少,碎屑物质较松散,冲越扇的前坡较陡,粗粒碎屑物质较细粒碎屑更快地沿斜坡滚落到坡底而形成。沿冲越扇倾泻的潮水可以在障壁坪上形成一条较深的冲沟。万平口障壁坪上的碎屑物质,由于常受潮水的改造,且沉积快速,故而碎屑物质的分选并不好,在概率累积曲线上常表现较缓的一段式或不明显的多段式。在万平口障壁坪上可

54、见到的层理类型有平行层理、脉状层理和少量的交错层理,交错层理常出现在冲沟或冲越扇表面的辫状沟道沉积中。向泻湖方向,障壁坪下部与泻湖、潮坪环境逐渐过渡,由于泥质的增多,砂质颗粒的分选也会变得越来越差,砂层会逐渐尖灭,为泻湖或潮坪沉积所取代。三、泻湖沉积泻湖是障壁岛沉积体系的一个主体,泻湖沉积是万平口泻湖发育史的一个阶段。一般地讲,海岸泻湖是被沙坝或沙嘴与大海隔开或者仅有狭窄的潮汐通道与大海相连,在低潮时还充满残留海水的浅水盆地,现今海岸的13%属障壁型海岸,在障壁岛的背后一般均有泻湖。由于障壁岛的遮拦,广海的波浪难以达到泻湖中,故而在泻湖中波浪作用较弱,其环境相应地变得安静、低能。泻湖按水体性质

55、可以分为淡化泻湖和咸化泻湖。淡化泻湖是在潮湿的气候环境下,流入泻湖的淡水大大超过蒸发的水量所形成的;而咸化泻湖是在炎热干旱的气候条件下,泻湖中缺乏大量淡水的注入,水体的蒸发量大大超过注入量而形成。一般地,泻湖中的沉积物以泥和粉砂为主,咸化泻湖中可出现石膏和盐岩夹层,以水平纹理为主,常见黄铁矿及菱铁矿结核,生物面貌和正常海比较常显得单调,而且常出现畸形,但适应泻湖中水体的广盐性生物可能会大量繁盛。在泻湖的周围尤其是向陆地方向,常发育有潮坪,泻湖地区如果有足够的沉积物不断补充,潮坪就会不断向泻湖方向推进,最后泻湖可以整个地发展成潮坪。或者因河流的注入而转化为三角洲,或者在潮湿气候下逐渐淤浅而形成沼

56、泽,在干旱气候条件下,逐渐发展成盐湖。现在的万平口泻湖,就是因早期泻湖逐渐被淤浅而形成潮坪的一个实例。万平口泻湖形态狭长,沿海岸展布,障壁岛面积约占整个障壁岛泻湖沉积体系面积的一半。大量的碎屑物质在形成障壁岛的过程中,也很容易搬运到泻湖中来,使泻湖中很难形成稳定的较深水沉积,碎屑物质进积的结果,使泻湖最终演化成潮坪环境。四、潮坪沉积通常所指的潮坪一般发育在具有明显潮汐作用而无强烈风浪作用的平缓倾斜的海岸地区。潮坪可以占据广阔的滨岸地区并构成独立岸线,其中包括面向开阔海的潮坪,Elliott (1978曾援引Reineck(1967的意见,指出:“多湾海岸带的潮坪,一般说来,潮坪是由几乎没有什么

57、特征的平原组成,它们被潮道和潮沟网所切割,在涨潮时,潮水进入潮道,漫过它的堤岸,淹没邻近的潮坪,紧接平潮期之后,潮水经过潮道排泄出去,潮坪又重新暴露出来”。潮坪一般可分出潮上带、潮间带和潮下带,构成潮坪的主要部分是潮间带。因为潮坪地区地形坡度极为平缓,所以潮间带在平面上可相当宽阔。潮差越大,潮坪的宽度越大。除地形、潮差以外,还需要有丰富的细粒沉积物物源。在潮间坪的高潮线附近,是一个低能环境,泥质沉积为主,称泥坪或高潮坪;低潮线附近能量高,以砂质沉积为主,称沙坪或低潮坪;二者之间的过渡带称“混合坪”或“中潮坪”;潮坪的潮上部分称潮上坪,发育沼泽和盐坪。潮坪的潮下部分为潮汐水道、水下沙坝、沙滩所占

58、据。之所以潮坪上出现下部粗上部细的沉积层序是因为潮下带被波浪扰动起来的细砂、粉砂、泥由涨潮流带到潮间浅滩上沉积。泥砂一旦沉积下来以后,随之而来的落潮流要重新冲起这些沉积物所需的起动流速要比搬运它们所要求的流速大得多,因此每经过一个潮周期,泥砂便向岸移动一段距离。此外,落潮流速小于涨潮流速也是一个重要原因(通常落潮时间要比涨潮时间短。涨潮流携带着泥砂向岸流动,随着流速逐渐降低,携带物质按先粗后细的顺序堆积下来,从低潮位到高潮位依次出现粉砂、泥质沉积。万平口泻湖具发育的潮坪环境,这种潮坪类似于Reineck(1973所介绍的德国亚得湾潮坪。万平口泻湖中的潮坪按沉积特征可以分为潮上带、潮间带、潮下带和潮道沉积几个部分。(一潮上带沉