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一、构造运动
（2）决定了沉积基本格局
上升区构成剥蚀或浅水区，下降区主要构成沉 积区或深水盆地区。 如许多造山带形成剥蚀区，相邻的前陆盆地接 受巨厚的沉积。
盆地（沉积区）
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二、气候变化
气候变化主要引起温度和降雨量的变化。
气候是控制风化剥蚀作用的主要因素：寒冷干旱 的气候有利于物理风化作用的进行，温暖潮湿的气 候有利于化学风化作用的进行。
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第三节
现代深海碳酸盐沉积
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第三节
现代深海碳酸盐沉积
在深水斜坡及远洋水深碳酸盐沉积 物中，还常见有钙质重力流沉积。陆隆 区，有可能出现等深流沉积。
深水碳酸盐沉积体系：与碎屑岩的 结构和分布相似。
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方解石的补偿深度—CCD
（CCD——Calcite Compensation Depth）
随水深增加，由于水温降低和压力增加，使碳酸 钙溶解的饱和度增大，方解石和文石的溶解速度也 增加。在某一深度上碳酸盐沉积物的溶解速度和供
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四、沉积物的供给能力
沉积物的供给能力控制沉积物的分布、影响 着沉积环境和水体深度，从而影响沉积层序。 当沉积物的供给速度小于海平面上升和盆地沉 降速度时，即沉积物补给不足，水体上升，形 成海侵层序；反之，堆积进积层序。
陆源碎屑物供给丰富，盆地内主要堆积碎屑 岩；反之，沉积生物岩和化学岩等。 距离物源越近，堆积的沉积物颗粒越粗；反 之越细。
在前滨带，以发育成行排列的富含介壳的碳酸 盐海滩岩为特征。海滩岩为潮间带的碳酸盐沉积物 在早期胶结成岩作用下形成的岩石，主要由各种钙 质生物碎屑组成，其厚度（1—4)m。海滩岩有时呈 现层次。
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一、无障壁滨岸碳酸盐沉积
海南省崖县鹿回头珊瑚碓及其碎屑堆积物组成 的平台剖面，自岸向海依次为:
（1）潮上坡积带； （2）潮间带上部的滨岸海滩岩带； （3）礁坪带：平坦宽阔，主要由珊瑚体及一些其他生物碎屑 组成； （4）潮间－潮下礁体生长带：极浅水高能带发育珊瑚礁及其 一些其他生物，向海地形变陡，沿斜坡前有大的潮沟。 （5）较深水潮下带：有破碎珊瑚堆积下来。
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二、有障壁滨岸碳酸盐沉积
波斯湾的南部海岸是一个发育现代碳酸盐沉积的 广阔区域。 气候极端干旱，在阿布扎比的开阔陆棚的表面水 温为23－24℃。泻湖为22－26 ℃。蒸发作用强，故盐 度很高，在阿布扎比的泻湖以达4.5%，而在泻湖内可 达5.4－6.7%。 海湾的阿布扎比一侧是一个广阔的向北微倾斜的 碳酸盐的碳酸盐大陆架，延岸地区及附近的水下大陆 架。是各种碳酸盐和蒸发的沉积环境。这些环境包括 潮上盐沼（萨布哈）、潮间带、潮下泻湖、滨外滩及 珊瑚礁（迎风一侧），以及开阔大陆架，在大量软体 动物骨骼正在沉积。
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水深的量度标尺：平均高潮线、平均低潮线、 (平均)晴天浪基面、 (平均)风暴浪基面、透光带 (深度)、氧化界面（OCD）、碳酸盐沉积补偿深度 （CCD）和氧化硅补偿深度（QCD）。
平均高潮线 平均低潮线 浪基面 风暴浪基面
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碳酸盐沉积物一般在温暖（暖水）条件下堆积， 在冷水条件下也有少量沉积。
4）PH值一般为8~8.7或更高，而形成白云石的PH值多 在9以上。
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第二十八章
第一节
沉积作用的控制因素
地质历史时期的沉积作用
一、地质历史中的沉积作用
地壳年龄45亿年左右→沉积作用（沉积岩）在30 亿左右→生物的出现在16亿年左右
1.大气圈、水圈的演化及沉积 （1）早期（20亿年前）大气圈基本不含游离氧， 其气体由地球内部释放的气体构成。沉积产物中具有 呈碎屑状态存在的沥青铀矿和黄铁矿，未出现红层。 前寒武纪末期（6亿年左右），大气中的氧含量与现状 相当，出现较高级的无脊椎动物（三叶虫）。
气候对生物、生物化学和化学沉积作用影响明显； 干旱炎热的气候有利于化学沉积作用的进行；热带、 亚热带气候有利于生物的生长发育和沉积，形成礁 灰岩；煤在湿热气候下的沼泽环境中容易形成；红 土和铝土矿是湿热气候下的最终风化产物。
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气候变化具有周期性：季节的变化；冰期的 变化，冰期—间冰期，在最近40万年中，已经 发现有8个冰期。
地质历史时期的沉积作用
（4）随时代的变 新，沉积物沉积速 度加快。
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第一节
地质历史时期的沉积作用
（4）随时代的变新，沉积物沉积速度加快。
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第二节
沉积作用的控制因素
控制沉积作用的因素主要有物源的供给、气候、构 造运动、海平面升降、生物、水体性质和火山活动等。
一、构造运动
是最重要的外部控制因素。 1.剥蚀区和沉积区的形成 稳定区（地台、地块、陆快、地盾、克拉通等）构 造较稳定，以升降为主，且幅度不大。沉积缓慢、厚度 不大，海退、海进旋回常见，以浅水沉积为主。 活动区（地槽）构造升降幅度大，褶皱强烈。沉积 速度快、厚度大，常有深水沉积。
极地冰川气候带，冰冻 风化作用明显，物理风 化中等，化学风化弱
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第二节
三、海平面变化
沉积作用的控制因素
构造作用和气候条件共同控制着海平面的升降变化。
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第二节
三、海平面变化
沉积作用的控制因素
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三、海平面变化
此外，海平 面下降引起海 洋缩小、陆地 面积增大、剥 蚀增强、底形 坡度变陡；上 升引起陆表海 广泛分布，河 水变深、流速 降低。
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碳酸盐沉积物的沉积速率较快，常大于地壳沉 降速率，其自身沉积作用也常改变环境条件。因此， 环境碳酸盐岩沉积环境的分布组合相当复杂多样； 在清水前提下，水深、水动力条件、盐度及循 环条件是控制碳酸盐岩沉积的主要因素，也是划分 环境的主要依据。
水深的量度标尺：平均高潮线、平均低潮线、 (平均)晴天浪基面、 (平均)风暴浪基面、透光带 (深度)、氧化界面（OCD）、碳酸盐沉积补偿深度 （CCD）和氧化硅补偿深度（QCD）。
应速度达到平衡。在此深度之下，碳酸盐沉积物被
溶解而不能沉积下来，粘土质和硅质便相对得到富 集。现代海洋的CCD在4500m之下。 Ca2+ + 2HCO3ˉ = CaCO3 ↓ + H2O + CO2↑
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第五节
现代白云石的沉积环境
准同生白云石，就是直接沉淀的白云石或者是交代尚 未脱离沉积环境的文石或方解石泥而形成的白云石。 现代海洋准同生白云石形成的条件： 1）多数为潮间带，部分在潮下带。 2）多分布在温度较高的地区，可达28－35℃. 3) 盐度可达4.5－5%, 甚至达27.0%，如波斯湾。
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四、生物礁沉积
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我国南海的 珊瑚礁岛
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现代海洋生物礁的分布
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各类碳酸盐ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ积物的分布受水动力条件控制
在波浪、潮汐作用的滨岸高能带和滨外高能带(台地边缘） 等环境中，形成粗颗粒的各种砂砾屑滩、鲕粒滩、介壳滩、沿 岸砂坝、砂嘴、潮汐三角洲和潮汐砂坝等。由于水动力条件强， 细粒物质不能沉积。 碳酸盐灰泥及粉屑一般堆积在低能带，即：陆棚边缘或障 壁砂坝前缘的较深水盆地、泻湖及潮坪区。较深水斜坡、深水 盆地中除有细粒碳酸盐沉积外，也有少量硅质和粘土沉积。泻 湖及潮坪区，水循环受到限制，如果天气炎热干燥，则可以出 现絮凝球粒灰泥、白云岩、甚至出现膏盐沉积。 礁灰岩因造礁生物具有搞浪性且为获取更多更好的食物， 常形成在迎风浪的高水能环境（台地边缘），并常聚集成为礁 体，厚度大于同期沉积物。
概述
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第一节
概述
现代浅水碳酸盐主要发育在南纬和北纬30°之间。如 加勒比海的巴哈马地区、波斯湾、洪都拉斯、孟加拉湾 以及我国的南海等海域。
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第二节
现代滨岸碳酸盐
一、无障壁滨岸碳酸盐沉积
我国海南岛沿岸发育大量现代碳酸盐沉积。水 温25.6－30℃；含盐度在海南岛区域表层为3.2%, 较开阔海域为3.3%。动动力条件以波浪、潮汐作用 为主，还有较明显的海流。
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第三节
现代深海碳酸盐沉积
现代深海海底的三分之一以上的地区，都覆 盖着含有30%以上的软泥。最常见的是深海碳酸 盐沉积物是浮游有孔虫软泥、颗粒软泥和翼足类 软泥。赤道附近养分较多，微体、超微体钙质浮 游生物发育。 碳酸盐补偿浓度，在此浓度界面之上，海洋 中碳酸盐的沉积速度大于溶解速度；而在这一界 面之下，碳酸盐的沉积速度小于溶解速度。碳酸 盐沉积补偿浓度主要取决于水体中CO2的溶解量。 世界各地的CCD浓度是变化的。
在地球的不同地区，气候（包括平均温度、 降雨量和突发性事件等）有着明显的差异，即 地球具有气候的分带性。从而导致沉积物分布 具有分带性。
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极地冰川气候 带，冰冻风化 作用明显，物 理风化中等， 化学风化弱
潮湿热带气候带， 化学风化明显， 发育富泥的细粒 沉积物
热带潮湿－干旱气候带 包括多种气候类型，物 理风化较弱，但河流作 用显著，化学风化强。
第二十七章 现代碳酸盐 的分布与沉积环境
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第一节
现代碳酸盐沉积物主 要以发育于海洋环境，少 量见于非海洋环境（湖盆 环境）。从浅海至深海均 有碳酸盐沉积物发育。 浅水海洋环境是指水 深小于20 m（50m）的各 种海洋环境，包括潮坪、 礁、泻湖、潮汐三角洲、 潮沟、滩、坝、堤、岛各 种有障壁的环境。深度大 于50m,并在浪基面以下就 应属于浅海陆棚环境，超 过200m是深海环境。
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第二十八章
第一节
沉积作用的控制因素
地质历史时期的沉积作用
（2）前寒武纪（6亿年前）氯含量低，因而基本无蒸 发岩类的出现。 （3）随时代的变新，
碳酸盐中的Ca/Mg的重 量比逐渐升高。在古生代 中期以前小于10，在白垩 纪最高，达56。 Ca/Mg含 量的增加主要与有孔虫含 量的增加有关。
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第一节
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二、波斯湾南岸现代碳酸盐沉积
A
B