沉积作用的控制因素
12-30沉积作用与大地构造
近大洋端为海相或海陆过渡相的碎屑岩、浊积岩和碱性或偏碱 性火山岩；在近大陆内部一端，沉积与克拉通内盆地相似，为陆相 或海陆过渡相的石英砂岩、砂泥岩及碳酸盐岩。沉积厚度向大陆内 方向明显变薄，火山活动也减弱，坳拉谷沉积在其不同的发展阶段 也不完全相同，在前期和晚期阶段以陆相碎屑为主，挠曲阶段以海 相、海陆过渡相碎屑和碳酸盐沉积为主。沉积物早期来源于两侧克 拉通，晚期来自于由大洋闭合转变成的造山带。
2、生物的演化与沉积作用
1）35亿年，异氧生物：不能进行光合作用，养料来自外部
2）30亿年，自养生物：自己生产养料，叠层石石灰岩形成
3）5.7亿年，三叶虫爆发
4） 寒武纪－奥陶纪（5.7－4.4亿年），出现介壳生物，碳酸盐 岩沉积发育
5）志留纪（4.2亿年），出现植物，煤的形成，石炭纪达全盛
6）白垩纪（1亿年），出现海洋浮游生物（如球菌和深海有孔
第十二章 沉积作用与大地构造
（Sedimentation and Tectonics）
第一节 地质历史中的沉积作用 第二节 沉积作用的控制因素 第三节 板块构造与沉积作用
第一节 地质历史中的沉积作用
一、地质历史中的沉积作用
地球的年龄为45亿年；最老的岩石37亿年;显生宙5.4亿年
1、大气圈、水圈的演化与沉积作用
红海和亚丁湾是陆间裂谷盆地 的典型例子。红海裂谷长约 2000km，宽180～360km，轴部 水深超过千米。它自上新世开始 进入陆间裂谷发展阶段。在此阶 段除了形成了由玄武岩、辉绿岩 和辉长岩组成的新洋壳外，还形 成大量的蒸发岩、泥质岩及海相 软泥、火山碎屑岩等沉积，构成 红层-熔岩-蒸发岩组合。
现代裂谷盆地的典型实例有苏联的
贝加尔裂谷、德国的莱茵裂谷以及东
沉积岩石学复习资料解读
2.沉积岩的原始物质来源：（1）陆源物质―母岩的风化产物；（2）生物源物质―生物残骸和有机物质；（3）深源物质―火山碎屑物质和深部卤水；（4）宇宙源物质―陨石。
3.风化作用的概念和类型：风化作用就是指地壳最表层的岩石在温度变化，大气，水，生物等因素的作用下，发生机械破碎和化学变化的一种作用。
风化作用按其性质可以分为：物理风化作用，化学风化作用和生物风化作用。
4.常见矿物抗风化能力强弱及其主要原因：（1）石英在风化作用中稳定性最高，它几乎不发生化学溶解作用，一般只发生机械破碎。
因此，石英就成了碎屑沉积岩中最主要的造岩矿物。
（2）长石的风化稳定性次于石英。
钾长石稳定性较高，多钠的酸性斜长石次之，中型斜长石又次之，多钙的基性斜长石最低。
因此，在沉积岩中钾长石多余斜长石。
基性斜长石的风化稳定性比酸性的药低。
（3）在云母类中，白云母的抗风化能力较强，风化过程中主要是析出钾和加入水，先变为白云母，最后变成高岭石。
（4）橄榄石，辉石，角闪石等铁镁硅酸盐矿物，他们的抗风化能力比石英，长石，云母都低得多，其中以橄榄石最易风化，辉石次之，角闪石又次之。
（5）各种粘土矿物，本来就是风化条件下或沉积环境中生成的，故在风化带中相当稳定，但在一定条件下，会转变为更稳定的矿物。
（6）各种碳酸盐矿物，风化稳定性甚小，很容易溶于水并顺水转移，因此，在碎屑沉积岩中很难看到它们。
（7）各种硫酸盐矿物，硫化物矿物，卤化物矿物，它们的风化稳定性最低，最易溶于水，呈溶液状态流失走。
原因：各种矿物的风化稳定性，不仅取决于它们的化学成分，还取决于它们的晶体构造，矿物的键强度总数越大，其风化稳定性越高。
5.常见岩石抗风化能力强弱及其主要原因（查课件）：6.风化过程中各种元素的转移顺序：（1）最易转移的：Cl，(Br,I), S, 数量级别N*10 （2）易转移的：Ga，Na，Mg，K，数量级别N （3）可转移的：SiO2（硅酸盐），P，Ti，Mn，数量级N*10―1，（4）略可转移的：Fe，Al，Ti，数量级N*10-2,（5）基本上不转移的：SiO2（石英）数量级N*10-无穷。
岩石学-No.10-2(第二节 沉积岩的搬运与沉积作用)
第二节沉积物的搬运与沉积作用沉积物发生的搬运和沉积的地质营力：主要是流动水和风为主，其次是冰川、重力和生物。
由于沉积物性质的差异，常见的搬运方式有：一、物理搬运和沉积作用二、化学搬运和沉积作用三、生物搬运和沉积作用第二节沉积物的搬运与沉积作用◆搬运对象：陆源碎屑颗粒◆搬运介质：牵引流牵引流符合牛顿流体定律的流体。
其搬运机制是流体动能拖曳牵引沉积物一起运动，如河流、风流和波浪流等。
一、物理搬运和沉积作用（一）牵引流的搬运和沉积作用1、流水的搬运与沉积作用2、风的搬运与沉积作用包括：第二节沉积物的搬运与沉积作用（一）牵引流的搬运和沉积作用（1）控制因素：有效重力、推力（牵引力）、上举力和黏结力●层流●紊流1、流水的搬运和沉积作用流体的运动形式层流紊流（2）搬运方式：◆推移搬运（或滚动搬运）—推移载荷◆悬浮搬运—悬浮载荷◆跳跃搬运—介于上述二者之间1）颗粒开始搬运的水流速度大于继续搬运的流速2）粒径0.05-2mm的颗粒表现跳跃式搬运3）粒径大于2mm的颗粒表现滚动式搬运4）粒径小于0.05mm的颗粒表现悬浮式搬运第二节沉积物的搬运与沉积作用（一）牵引流的搬运和沉积作用1、流水的搬运和沉积作用（3）碎屑物质在流水搬运过程中的变化：矿物成分：随搬运距离的增加，由于化学分解、机械破碎和磨蚀作用,不稳定组分（如长石、铁镁矿物）相对减少,稳定组分（如石英）相对增加。
粒度和分选：随搬运距离的增加，一般粒度越来越细，分选越来越好颗粒形状: 随搬运距离的增加，由于磨蚀作用，颗粒的圆度和球度越来越好。
第二节沉积物的搬运与沉积作用（一）牵引流的搬运和沉积作用2、风的搬运和沉积作用◆（1）控制因素：风速、颗粒沉降速度、各种形式的障碍或因地表性质的差异◆（2）搬运方式：悬移( <0.1 mm）跃移（0.1-0.15 mm)蠕动（推移）（0.15-1.0 mm）第二节沉积物的搬运与沉积作用（一）牵引流的搬运和沉积作用2、风的搬运和沉积作用◆（3）沉积作用：由于风力减弱或地面障碍，携沙气流中的泥沙发生沉落和堆积的过程。
08海洋沉积之大陆边缘沉积及大洋沉积_海洋地质学系列
二、大陆边缘沉积 （一）陆架硅质碎屑沉积
►1.陆架环境的动力因素——地质作用过程
海面变化—塑造了现代陆架地形（多级阶地）及平均深度为130m的陆 架坡折带。低海面时，陆架大部分出露，河流的侵蚀、沉积作用使陆 架变平坦，在陆架外缘堆积三角洲体系；间冰期海面上升，岸线快速 向岸推进。
构造作用—决定着大陆的抬升速率、汇水盆地格局、河流载荷量及性 质，也影响着海岸平原和陆架的宽度、坡度。
东南非洲陆架沉积相立体图： A-浪控内陆架砂席相；B-海流控中陆架沙束相；C-外陆架残余砾石相
二、大陆边缘沉积 （一）陆架硅质碎屑沉积
►2.陆架类型及其沉积作用
3）潮控陆架浅海碎屑沉积——沉积环境和发育机制
潮控大陆架通常是一些开敞性差的大陆架和地形束狭、流道窄 小的海峡，以及某些潮差＞3m，潮流速度＞60-100cm/s(l-2节) 的开敞大陆架。潮流能够搬运大陆架上的泥砂，形成大型、中 小型沉积地形。
风暴浪可造成沉积物液化产生重力流，因而陆架上常见分选差、具变形层理的 沉积物与具大型丘状交错层理的沉积物共生的现象。
二、大陆边缘沉积 （一）陆架硅质碎屑沉积
►1.陆架环境的动力因素——物理作用过程
2）波浪
气压效应 风效应 波浪效应
二、大陆边缘沉积 （一）陆架硅质碎屑沉积
►1.陆架环境的动力因素——物理作用过程
➢ 呈巨大的平行等深线的脊堆状，稍高于周围洋底，横断面呈弧形 ➢ 在垂向上沉积层序变化无明显规律，正粒序和逆粒序常共生 ➢ 生物扰动作用十分发育，但又存在模糊的流成构造 ➢ 成分上是原地(深海生物骨屑)和它生(陆源碎屑)的混合物 ➢ 还存在一些辅助标志，如等深流的存在及底流成地貌等
3）潮控陆架浅海碎屑沉积——沉积物分布特征
沉积岩重点 (2)
名词解释1 沉积岩：沉积岩是组成岩石圈的三大类岩石之一。
它是在地壳表层的条件下，由母岩的风化产物、火山物质、有机物质等沉积岩的原始物质成分，经过搬运作用、沉积作用以及沉积后作用而形成的一类岩石。
2 沉积岩石学：是研究沉积岩(包括沉积矿产)的特征、生成及其在空间和时间上的分布规律的一门地质科学。
3 风化作用：是地壳最表层的岩石在温度变化、大气、水、生物等因素的作用下，发生机械破碎和化学变化的一种作用。
物理风化作用:发生机械破碎而化学成分不改变。
化学风化作用：母岩发生氧化、水解、溶虑等化学变化而分解，形成新矿物。
生物风化作用：常常伴随物理风化和化学风化。
4 风化壳：由风化残余物质组成的地表岩石的表层部分，或者说已经风化了的地表岩石的表层部分。
5层流：一种缓慢流动的流体，流体质点作有条不紊的平行线状运动，彼此不相掺混6紊流：一湍流，一种充满了漩涡的多湍流的流体，流体质点的运动轨迹极不规则，其流速大小和流动方向随时间而变化，彼此相互掺混。
7牵引流：符合牛顿流体定律的流体。
其搬运机制是流体动能拖曳牵引沉积物一起运动，如河流、风流和波浪流等。
8沉积物重力流：在重力作用下发生流动的弥散有大量沉积物的高密度流体9机械沉积分异作用：碎屑物质在沉积和搬运过程中，根据粒度，密度，形状和成分等特征发生先后沉积的现象10化学沉积分异作用- -受化学原理支配的分异作用，母岩风化产物中的溶解物质，在搬运和沉积过程中，由于各元素和化合物彼此在化学性质上的差异(主要是化学活泼性或溶解度大小)，它们从溶液中按一定先后顺序沉淀出来，从而逐渐产生了分异。
11成岩作用(广义)--指上覆沉积物不断增加使早期沉积物逐渐被掩埋，直至基本上与上覆水体脱离，使沉积物在新的物理化学条件下，产生新的平衡，致使疏松的沉积物固结成岩的全部变化过程12后生作用--继成岩作用阶段之后，在沉积岩转变为变质岩之前或遭受风化作用之前所产生的一切作用和变化13沉积后作用--泛指沉积物形成以后到沉积岩遭受风化作用和变质作用以前这一演化阶段的所有变化和作用14同生作用--指沉积物刚刚形成以后而尚与上覆水体相接触时的变化。
碳酸盐台地沉积模式分类及主控因素
碳酸盐台地沉积模式分类及主控因素1 前言碳酸盐岩地模式是理解碳酸盐岩相的分布以及(在一定程度上)原生孔隙率的分布及其成岩史有关的保存情况的重要辅助工具。
随着油气勘探的不断深入, 海相碳酸盐岩地层分布区逐渐成为重要的油气勘探场所。
中国的塔里木盆地、四川盆地和鄂尔多斯盆地都有重大的发现, 特别是塔里木盆地、四川盆地最近都有重要的突破, 因此, 碳酸盐岩台地的研究也进入一个新的高潮, 各种观点、方法层出不穷。
通常用来描述不同台地的许多术语，对于地质学家来说往往具有不同的含意。
本文根据前人对碳酸盐台地的研究总结归纳其类型划分及其相模式。
2 分类2.1 不同地理位置、坡度、封闭性和镶边性下的碳酸盐岩台地类型在总结前人工作的基础上, 根据地理位置、坡度、封闭性和镶边性把碳酸盐岩台地分为以下类型: 缓坡开放型无镶边台地、缓坡封闭型无镶边台地、陡坡开放型无镶边台地、陡坡封闭型无镶边台地、缓坡开放型有镶边台地、缓坡封闭型有镶边台地、陡坡开放型有镶边台地、陡坡封闭型有镶边台地、礁滩型孤立台地、岩隆型孤立台地。
表1 碳酸盐岩台地分类（据顾家裕，2009）2.1.1 缓坡封闭型无镶边台地此类台地的特点是整个台地地势平坦且相对开阔, 虽然台地边缘没有明显的镶边, 但在台地边缘发育水体较浅的滩地, 对水体交换有一定的阻隔性, 台地上主要以潮坪沉积和澙湖沉积为主。
在潮上带发育膏泥坪、膏盐坪和含膏白云岩等, 而在潮间带主要沉积以泥晶为主的云岩、藻云岩和少量的藻屑云岩, 下部见砂屑坪沉积等; 澙湖中以泥晶白云岩和纹层白云岩等为主; 台地边缘滩中见凝块白云岩和少量的鲕粒白云岩。
2.1.2 陡坡开放型无镶边台地这是一类比较简单的台地。
台地岸坡坡度较陡, 滨岸水动力强度较高, 滨岸沉积主要是粒级较粗的生物碎屑灰岩、生物灰岩或一定量的鲕粒灰岩, 在一些地区岸边还发育一定高度的风成沙丘;向外则是一个相对有一定坡度的开阔台地, 沉积物主要是泥晶灰岩和泥质灰岩, 沉积物由岸至海逐渐变细, 直到台地边缘出现更大坡度的斜坡。
沉积型铝土矿富集规律及主控因素解析
沉积型铝土矿富集规律及主控因素解析铝土矿是一种重要的铝矿石资源，其主要成分是含铝酸盐矿物，通常与氧化铝和硅酸盐矿物共生。
而沉积型铝土矿是指在地质历史中由沉积作用形成的矿床。
沉积型铝土矿的富集规律及其主控因素对于矿床形成的机制研究以及勘探开采具有重要意义。
本文将分析沉积型铝土矿的富集规律，并解析其主要的控制因素。
沉积型铝土矿富集规律是指铝土矿在地质历史中在特定的地质环境下富集形成的一定规律。
这一规律主要受到以下几个因素的影响：沉积环境、沉积物来源、沉积作用、水动力条件和地球动力学构造等。
首先，沉积环境是铝土矿富集的重要因素之一。
铝土矿主要富集在湖泊、泥炭沼泽、流域、河道和海洋等沉积环境中。
这些沉积环境通常具有适宜的地质条件和水文环境，有利于铝土矿物的形成和富集。
其次，沉积物来源也是影响铝土矿富集的重要因素。
沉积型铝土矿主要来源于母岩的物源。
不同的母岩成分、矿物组成和矿物组合的差异将直接影响铝土矿的富集程度。
例如，富含铝矿物的母岩则有助于形成富集的铝土矿。
沉积作用是沉积型铝土矿形成的重要过程之一。
沉积作用包括沉积物的输运、沉积和成岩作用等阶段。
在这一过程中，铝土矿物与其他沉积物一起经历物理、化学和生物作用，从而富集形成。
水动力条件是铝土矿富集的重要因素之一。
适宜的水动力条件将有助于将铝土矿物从母岩中释放，并通过水流的输运作用将其富集到特定地点。
不同的水动力条件将影响矿物的输运距离、沉积速率以及矿物组合的差异。
最后，地球动力学构造是沉积型铝土矿形成的重要过程之一。
地球动力学构造包括地壳运动、地震、火山活动等。
这些构造活动将影响地下水的运动和沉积环境的变化，进而影响铝土矿的富集过程。
综上所述，沉积型铝土矿的富集规律及主控因素是多种因素综合作用的结果。
沉积环境、沉积物来源、沉积作用、水动力条件和地球动力学构造等因素共同影响着铝土矿的形成和富集。
在矿床勘探和开采过程中，需要综合考虑这些因素，以求获得更准确的矿产资源信息，从而实现高效的勘探开采工作。
沉积岩石学——沉积岩的形成及演化(2)
③介质的PH和Eh值：
不同名电解质的加入可不同名电荷胶体的 中和使胶体凝聚而沉积，必须有一定的PH和Eh 值的介质条件。如胶体物质沉积所要求的PH和 Eh值得不到满足，即使有不同名电荷的电解质 或胶体相混合，也不发生沉淀。
例如：SiO2和Al2O3胶体中和生成高岭石所 需的PH值为4.5～5.2，如果不满足这个条件，即 使这两种胶体混合也不发生沉淀。
如干燥气候下湖泊干涸时，泥质岩类的沉积，主要由此 原因引起。
三、真溶液物质的搬运和沉积作用：
母岩风化产物中的真溶液物质主要是Cl、S、Ca、Na、K、 Mg等，P、Si、Al、Fe、Mn等也可部分地呈真溶液状态。
真溶液物质的搬运和沉积作用的根本控制因素：是溶解度： 即溶解度大的物质不容易沉淀，溶解度小的首先沉淀。
而物质的溶解度又受PH值、Eh值、温度、压力和CO2含 量等一系列因素的影响。所以，水介质的物理化学条件会影 响溶解物质的搬运和沉积作用，对溶解度较小的Si、Al、Fe、 Mn等的搬运和沉积作用影响尤其重要。
1、水介质的PH值及Eh值：
① PH值：水介质的PH值对Fe、Si、Ca、Al的溶解 度有很大影响，但对易溶解的盐类则影响不大。
Fe3＋只有在强酸性(PH＜2～3）的水介质中才稳定，才 能作长距离的搬运；当PH＞3时，Fe3＋就开始沉淀。
Fe2＋则不同，它在PH＞5.5～7时才开始沉淀。 CaCO3要在弱碱性的环境才沉积。 Al2O3的沉积环境更为特殊，它只在PH值为4～7时才能 沉淀，＜4或＞7时均不能沉淀。 SiO2的溶解度随PH值增大而增加，其沉淀需弱酸性条 件。
4、硫酸盐及卤化物（比如石膏、硬石膏、岩盐、钾盐、镁 盐等）是化学沉积分异的最后期产物。
（二）化学沉积分异的原因：
沉积学部分知识点
一沉积相标志：相标志是指反应沉积相的一些标志，它是相分析及岩相古地理研究的基础。
可归纳为岩性、古生物、地球化学和地球物理四种相标志类型。
1岩性（沉积）标志颜色颜色也是沉积岩的—个重要待征。
对沉积岩颜色的研究有助于推断沉积岩形成的沉积环境和物质来源。
继承色原生色次生色次生色。
陆源碎屑成分研究它们的含量变化，以确定物源方向、源区的大致位臵、搬运距离及母岩类型等。
陆源碎屑自生矿物特殊岩石类型沉积岩的结构包括粒度、分选度、形状、圆度、球度、石英表面结构、支撑类型、结构成熟度等。
粒度分选及粒度结构反映了水动力条件、流体力学性质颗粒的支撑类型——判断介质水体的流动性质：颗粒支撑——牵引流；杂基支撑——密度流、重力流。
沉积岩的构造古水流向判别与恢复沉积组合及相序确定沉积相类型区分自旋回和它旋回，层序界面的识别和层序划分。
沉积体空间形态2 古生物学、古生态学标志生物对环境的指示意义：指示沉积水体介质的温度、深度、压力、光照度、浑浊度、水体流动性质、基底性质、水体所处位臵等。
遗迹化石是地史时期生物生活活动的遗迹和遗物的总称。
也可以说是生物成因的各种构造，反映生物的存在。
包括生物生存期间的居住、运动、捕食、代谢、生殖等行为所遗留下来的痕迹。
从某种意义上讲，遗迹化石是生物适应环境的物质记录，在一定程度上，能够反映当时生物的生活环境。
3 沉积地球化学标志沉积岩中的元素含量取决于下列因素：陆源区性质(母岩成分)、古气候、沉积环境(包括水体等介质性质)、沉积岩的成分、生物作用、成岩及后生因素等，因此研究它就可以对再造古地理环境提供信息。
目前，元素地球化学在划分海陆相地层，分析物源区岩石成分，恢复沉积古气候条件，确定沉积水介质地球化学环境，划分地球化学相(氧化与还原、水盆深度、盐度、离岸距离等)等方面都能取得较满意成果。
4 地球物理学标志地球物理学标志常用的有沉积序列和沉积相相的测井响应、地震响应，根据测井曲线和地震反射资料解析出其中的基本相标志，进而鉴别沉积相类型。
沉积岩与沉积相 考试试题 参考答案
1、沉积岩的形成要经历那几个过程？A、搬运作用、沉积作用、沉积后作用B、沉积岩原始物质的形成、搬运作用、沉积作用C、母岩风化作用、搬运作用、沉积作用D、沉积岩原始物质的形成、沉积物搬运和沉积作用、沉积后作用答案：D2、同岩浆岩相比，沉积物具有（）的特点。
A、低温矿物富集B、高温矿物罕见C、特有的自生矿物D、碱金属含量远低于岩浆岩E、FeO高于Fe2O3F、存在大量有机质答案：A、B、C、D、F二、判断题1、沉积岩石组成岩石圈的三大类岩石之一，它是在地壳表层条件下，由母岩风化物质、火山物质、生物物质等沉积岩的原始物质经过搬运作用、沉积作用和沉积后作用形成的一类岩石。
（）答案√2、形成沉积岩的地壳表层条件包括：常温、常压、水和大气的作用，生物和生物化学的作用以及重力作用。
（）答案√3、沉积岩可以划分为碎屑岩、碳酸盐岩、火山碎屑岩和生物岩。
（）答案×1、风化作用按性质，可以分为：（）A、物理风化作用B、化学风化作用C、生物风化作用D、根劈作用答案：A、B、C按照元素的风化差异性质，Br元素属于（）A、最易迁移元素B、易迁移元素C、可迁移元素D、惰性元素（微弱迁移）答案：A3、当母岩风化达到铝铁土阶段，主要剩下的物质是（）A、铁和铝的氧化物以及少量二氧化硅B、碳酸钙C、高岭石D、绿泥石答案：A二、判断题：1、化学风化作用在氧、水和溶于水中的各种酸的作用下，母岩遭受氧化、水解和溶解等化学变化，分解而形成新矿物的过程，与生物作用无关（）答案：×2、元素的风化分异是造成造岩矿物风化稳定性差异的最根本原因（）答案：√3、在长期的风化作用以及搬运沉积作用过程中，风化稳定性较低的一些矿物被逐渐破坏而减少了，而风化稳定性高的石英则逐渐相对富集起来（）答案：√1、下列物质中呈真溶液形式在水体中搬运有（）A、Fe的氧化物B、Ca的盐类C、Na的盐类D、Mg的盐类答案：BCD2、胶体粒子的直径介于（）之间A、1～100nmB、0.1-0.25umC、0.1um以下D、1mm-2mm答案：A3、碎屑物质在流水的搬运过程中，哪一种矿物的相对含量会逐渐增加（）A、长石B、橄榄石C、石英D、方解石答案：C二、判断题：1、温度和压力对真溶液的搬运和沉淀没有明显的影响（）答案：×2、真溶液物质的搬运及沉积作用的根本控制因素是它们的溶解度。
锂离子的沉积行为及其机制
锂离子的沉积行为及其机制锂离子沉积是电化学储能领域中的一个重要过程，广泛应用于锂离子电池等设备中。
了解锂离子的沉积行为及其机制对于提高电池性能和安全性具有重要意义。
本文将探讨锂离子的沉积行为及其机制，并分析其对电池性能和安全性的影响。
锂离子的沉积行为是指锂离子在电极表面逐层沉积的过程。
锂离子电池的正极材料通常是锂离子的嵌入/脱嵌材料，而负极材料则是锂离子的沉积/析出材料。
在充放电过程中，锂离子会从正极材料中嵌入到负极材料中，同时电流通过电解液中的离子传输到电极表面。
当电池进行放电时，锂离子会从负极材料中沉积到电极表面，形成金属锂。
而在充电过程中，金属锂会再次溶解成锂离子，并嵌入到正极材料中。
这种锂离子的沉积/析出机制是锂离子电池工作的基础。
锂离子的沉积行为受到多种因素的影响。
首先，电极表面的形貌对锂离子的沉积行为具有重要影响。
表面粗糙的电极会导致锂离子在沉积过程中形成不均匀的沉积层，进而影响电池的容量和循环寿命。
其次，电解液的成分和浓度对锂离子的沉积行为也起着重要作用。
电解液中的添加剂可以调控锂离子的沉积速率和沉积形貌，从而优化电池性能。
此外，温度和电流密度也是影响锂离子沉积行为的重要因素。
较高的温度和电流密度可以促进锂离子的沉积速率，但也会增加电池的安全风险。
锂离子沉积行为的机制主要包括扩散控制和电荷传递控制两种。
在扩散控制机制下，锂离子通过电极表面的扩散层向电极内部传输，然后在电极内部嵌入或析出。
在电荷传递控制机制下，锂离子通过电解液中的离子传输到电极表面，然后在电极表面沉积或析出。
实际情况中，锂离子的沉积行为往往是扩散控制和电荷传递控制的综合结果。
锂离子的沉积行为对于电池的性能和安全性具有重要影响。
不均匀的锂离子沉积层会导致电池内部应力集中和容量损失，甚至引发电池短路和热失控等安全问题。
因此，研究锂离子的沉积行为及其机制对于提高锂离子电池的性能和安全性具有重要意义。
锂离子的沉积行为及其机制是锂离子电池领域的一个重要研究方向。
地球科学概论-第六章 搬运作用与沉积作用
美国德克萨斯：1997年6月16日 Big Spring
北京：2006年4月17日清晨
风成砂沉积：砂堆→沙丘→沙
垅→沙漠；砂粒以石英为主、分选 磨园好、石英砂表面具碰撞和摩擦 痕迹、沙层具30度左右斜层理。
风成黄土以粉砂和粘土为主，分选好粒径0.05-0.005mm，磨园差，孔隙度高 达44－55％，垂直节理发育（黄土地貌），矿物组成基本一致不受下伏基岩和 地形影响。黄土高原63万km2，时代250万年以来（第四纪），30多层（西安附 近露头最全）最新2000年。
第五、六章作业：
总结河流的地质作用
七、沼泽的沉积作用
地表充分湿润的地区一般喜湿性植被发育，全世界沼 泽面积350万km2，占大陆面积2.3％
● 方式 生物沉积作用为主 ● 原因 植物死亡堆积 ● 沉积作用与沉积物 泥炭（→褐煤） ● 方式 化学沉积作用为主
八、海洋的沉积作用
绝大多数沉积岩是由海洋沉积作用形成的，沉积物来 源主要为陆源，其次为海洋源（海洋生物遗体、海水化学 物质），再次为火山物质和宇宙物质。
海洋沉积作用通常划分为 滨海、浅海、半深海和深海等环境分区
（一） 滨海沉积作用
滨海－最低低潮线与最高的高潮线之间； 沉积地貌（微环境、沉积相）：海滩沉积（砾滩 与沙滩，砾石磨园、定向、最大扁平面倾向海）、 潮坪沉积、沙坝与沙嘴沉积、贝壳堤、泻湖
●泻湖沉积－被沙坝或沙嘴等隔离的海湾，外海 可通过涨潮漫过沙嘴或由沙嘴的缺口进入泻湖，淡 化泻湖（潮湿气候区）：陆地淡水大量流入，湖面 高于外海面，陆源沉积和黄铁矿、菱铁矿等还原条 件下的化学沉积；咸化泻湖（干旱气候区）：蒸发 量大于淡水补给量，湖面常低于外海面，靠海水补 给，过量蒸发使泻湖海水浓缩，碳酸盐→硫酸盐→ 氯化物沉积序列（膏盐沉积）。
沉积作用的控制因素概要
塔里木叠合盆地层格架
二 板块构造基础
19世纪初就出现了大陆漂移学说；1915年，德国气象学家阿尔弗雷 德· 魏格纳（Alfred Wegener）的《大陆和海洋的形成》问世；
在60一70年代提出了海底扩张学说。
70—80年代发展成涉及全球的板块构造理论。 板块构造理论：固体地球上层在垂向上可分为物理性质显著不同的两个 圈层，即上部的刚性岩石圈和下部的塑性软流圈；岩石圈可划分为若干板块， 它们漂浮在塑性较强的软流圈软流圈上作大规模的水平运动；海洋板块不断 新生，又不断俯冲、消减到大陆板块之下；板块内部相对稳定，板块边缘构 造活动性很强烈；板块之间的相互作用决定全球岩石圈运动和演化的基本格 局。 板块构造运动包括大陆的破裂解体、海底扩张、板块相互碰撞、俯冲、 剪切、走滑等作用。板块是由岩石圈组成的，可以发生漂移运动是由于岩石 圈之下存在一个软流圈的流变带。
一 沉积盆地
叠（复）合盆地和原型盆地：沉积盆地自太古代至新
生代的整个地质历史长河中经历了形成、消亡、再形成的多旋回的演化。 在地层记录中有多个盆地的叠复。 单一的盆地又称原（单）型盆地，多个盆地的叠置形成叠（复）合 盆地(朱夏，1980) 。它们为重要的地层间断和构造变革事件所分隔。不 同的原型盆地形成和演化与其同期的构造作用等有关。
含能源盆地——是大型沉积盆地的一部分
三 沉积盆地分类
——Mial 盆地分类（1983）
1 离散边缘盆地
裂谷盆地: A 张裂拱形盆地; B 环形盆地 大洋边缘盆地: A 红海型（ “年轻的“）; B 大西洋型（ “成熟的“） 海沟和消减杂岩 2 会聚边缘盆地 弧前盆地 弧间和弧后盆地 后弧（前陆）盆地 盆 A 板块边界转换断层 盆 A 在网养断裂系中的盆地 3 转换断层和横 地 B 离散边缘转换断层 地 B 断裂末端盆地 推断层盆地 位 C 会聚边缘横推断层 类 C 在雁列养断裂体系中的拉裂盆地 置 D 缝合带横推断层 型 4 在大陆碰撞和 周缘（前渊）盆地 缝合过程中发育 缝合带内内凹盆地（残留洋盆） 的盆地前陆盆地 伴生的横推断层盆地 5 克拉通盆地 加利福尼亚型盆地
影响碎屑岩储层储集物性的主要因素
影响碎屑岩储层储集物性的主要因素（一）沉积作用对储层物性的影响沉积作用对碎屑岩的矿物成分、结构、粒度、分选、磨圆、填集的杂基含量等方面都起着明显的控制作用。
而这些因素对储层物性都有不同程度的影响。
1碎屑岩的矿物成分碎屑岩的矿物成分以石英和长石为主，它们对储层物性的影响不同。
一般说来，石英砂岩比长石砂岩储集物性好。
这主要是因为：①长石的亲水性和亲油性比石英强，当被油或水润湿时，长石表面所形成的液体薄膜比石英表面厚，在一般情况下这些液体薄膜不能移动。
这样，它在一定程度上减少了孔隙的流动截面积，导致渗透率变小。
②长石和石英的抗风化能力不同。
石英抗风化能力强，颗粒表面光滑，油气容易通过；长石不耐风化，颗粒表面常有次生高岭土和绢云母，它们一方面对油气有吸附作用，另一方面吸水膨胀堵塞原来的孔隙和喉道。
因此，长石砂岩比石英砂岩储集物性差。
这里需要说明的是：以上所说的是在一般情况下长石碎屑对碎屑岩储层物性的影响，但切不可简单地认为凡是长石砂岩的物性都不如石英砂岩。
在实际工作中，应结合我国陆相盆地的沉积特征进行具体分析。
实际上，我国某些油田长石-石英砂岩或长石砂岩的储集物性是相当好的，甚至比海相石英砂岩还好，这主要是因为长石未经较深的风化所致。
2岩石的结构碎屑岩沉积时所形成的粒间孔隙的大小、形态和发育程度主要受碎屑岩的结构（粒径、分选、磨圆和填集程度等）的影响。
在假定碎屑岩的碎屑颗粒为等大球体的前提下，那么碎屑岩的孔隙度值只和球体的排列方式有关，而与球体的大小无关。
其绝对孔隙度（中t）可用公式表示如下：6(1 - cos^) + 2 cos^理想球体紧密排列的端元形式有两种（图）：a表示立方体排列，堆积最疏松，孔隙度最大，其理论孔隙度为47.6%，孔径大，渗透率也大。
b表示菱面体排列。
排列最紧密，孑L 隙度小，其理论孔隙度为25.9%，孔径小，渗透率低。
所以理论上的孔隙度介于46.7%-25.9% 之间。
这种理想情况在自然界是不存在的。
28沉积作用的控制因素(王)
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）。
11
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。
3
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。
4
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。
1
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。
2
第一节
8
第二节
三、海平面变化
沉积作用的控制因素
沉积岩复习资料(1)
沉积岩复习资料第一章绪论1.沉积岩的概念：在地壳表层条件下，由母岩的风化产物、火山物质、有机物质等沉积岩的原始物质成分，经搬运作用、沉积作用以及沉积后作用而形成的一类岩石。
第二章沉积岩的形成及演化第一节母岩的风化作用——沉积岩最原始物质的形成1.沉积岩的形成包括（原始物质的形成阶段）、（搬运和沉积阶段）以及（沉积后作用阶段）三个阶段2.风化作用概念：风化作用是地壳表层的一种破坏作用。
指在温度变化、水以及各种酸的溶蚀作用、生物的作用以及各种地质营力的剥蚀作用的影响下，地壳表层的岩石就处于新的不稳定状态，逐渐遭受破坏并形成风化产物的过程。
3.风化作用的类型包括（物理风化）、（化学风化）和（生物风化）4.沉积物的几大来源包括（母岩风化产物）、（火山物质）、（有机物质）和（宇宙物质）5.元素的风化分异：最易转移（Br、S、Cl）、易转移的（K、Ga、Na、Mg）、可转移的（SiO2、P、Mn）、略可转移的（Fe、Al、Ti）、基本上不转移的（SiO2）6.各种造岩矿物的风化及产物：（1）石英:风化稳定性最高，几乎不发生化学溶解，只发生机械破碎，一般残留不变，风化产物为砂砾。
（2）长石:稳定性次于石英。
其中钾长石稳定性最高，风化最终产物为铝土矿。
（3）云母:白云母抗风化能力较强。
主要析出钾加入水，先变为水白云母，最后可变为高岭石。
（4）其他：粘土矿物相当稳定，碳酸盐矿物、硫酸盐矿物风化稳定性低，易溶于水。
7.造岩矿物风化稳定性差别很大的原因：取决于化学成分及晶体构造特征。
8.各种岩石的风化及其产物：主要由组成他们的矿物的风化情况决定。
可分为碎屑物质、粘土物质和化学沉淀物质。
9.母岩风化的阶段性及其特征（以玄武岩为例）：（1）机械破碎阶段：以物理风化为主，形成岩石或矿物的碎屑。
（2）饱和硅铝阶段：氯化物、硫酸盐全部溶解。
（3）酸性硅铝阶段：几乎全部盐基继续溶滤，二氧化硅进一步游离出来。
（4）铝铁土阶段：风化作用的最后阶段。
长江大学沉积岩石学名词解释
名词解释1.沉积岩：沉积岩是组成岩石圈的三大类岩石(岩浆岩、变质岩、沉积岩)之一。
它是在地壳表层的条件下，由母岩的风化产物、火山物质、有机物质等沉积岩的原始物质成分，经过搬运作用、沉积作用以及沉积后作用而形成的一类岩石。
2.地壳表层：大气圈的下层、水圈和生物圈的全部及岩石圈的上层，它是包围地球表面的一个层圈，沉积岩就生成在这个层圈中，所以，也叫沉积圈或沉积岩生成圈。
3.自然界分布最多的是粘土岩（页岩、泥岩），其次是砂岩和石灰岩4.沉积岩石学：是研究沉积岩(物)的物质成分、结构构造、岩石类型、沉积物沉积作用和沉积物形成环境以及沉积岩分布规律的一门地质科学。
5.沉积学：是研究沉积物的来源、沉积条件、沉积环境、沉积作用及沉积物转变为沉积岩的一系列复杂的成岩作用变化。
6.母岩：是供给沉积岩原始物质成分的岩石，包括岩浆岩、变质岩和早已形成的沉积岩。
7.风化作用:（weathering）是地壳最表层的岩石在温度变化、大气、水、生物等因素的作用下，发生机械破碎和化学变化的一种作用。
风化作用是地壳表层岩石的一种破坏作用.类型：物理风化作用--岩石发生机械破碎，化学成分不改变，产生岩石碎屑和矿物碎屑。
化学风化作用---岩石遭受氧化、水解和溶解使其分解产生新矿物，可形成粘土物质和化学溶解物质。
生物风化作用--既有机械破坏、也能促进化学风化.9.风化壳：由风化残余物质组成的地表岩石的表层部分，或者说已经风化了的地表岩石的表层部分。
10.牛顿流体：服从牛顿内摩擦定律的流体。
非牛顿流体：不服从牛顿内摩擦定律的流体11.牵引流：为牛顿流体，其搬运方式为溶解载荷，悬移载荷，推移载荷(又分为滚动，滑动，跳跃) ，床沙载荷。
搬运力包括推力和载荷力。
12.重力流为非牛顿流体，是在重力作用下发生流动的弥散有大量沉积物的高密度流体。
其搬运方式为悬移载荷。
搬运力为重力。
13.层流：种缓慢流动的流体，流体质点作有条不紊的平行线状运动，彼此不相掺混。
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沉积盆地分类（Klein,1990）
大陆边缘
板内
盆地类型
克拉通盆地 裂谷盆地
盆地位置
板内 板内和板缘(平行边缘) 板缘至板内(垂直边缘)
地壳类型
陆壳 陆壳或过渡壳 过渡壳或陆壳
盆地形成的地球动力模式
伸展、拉张、热沉降 伸展、拉张、热沉降
被动边缘
拗拉槽
挠曲盆地 海沟盆地
海沟斜坡盆地 活动边缘 前弧盆地 弧内盆地 弧后(弧间)盆地 拉分盆地 转换边缘 转换挤压盆地 前陆盆地 碰撞边缘 上叠(或拼合)盆地 复合盆地 其它(与边 缘无关) 继承盆地 再生盆地
四 典型沉积盆地特点
2、与聚敛（挤压）活动有关的盆地 2）与大陆碰撞有关的构造盆地
两个大陆板块相碰撞，产生水平挤压或垂直运 动，并产生相关的盆地。包括四类盆地： （1）周缘或陆外缘（前渊）盆地 （2）内缝合带海湾盆地 （3）火山弧弧后盆地 （4）与地堑和横断层有关的盆地。
四 典型沉积盆地特点
2、与聚敛（挤压）活动有关的盆地 2）与大陆碰撞有关的构造盆地
二 板块构造基础
1.离散环境
离散边界是指板块发生
背离运动，导致大陆破裂、
离散漂移至海底扩张的构造 环境。典型的离散边界是大
洋中脊。随地慢物质上涌，
在大洋中脊两侧不断形成新 的洋壳，两侧大陆边缘形成
被动大陆边缘。
二 板块构造基础
2、汇聚环境
聚敛环境是指两个板块发生相对聚合运动的地带，导致岩石 圈板块消失于另一板块之下。聚敛环境有三种边界类型： (1)洋-洋俯冲边界。大洋岩石圈俯冲于另一大洋岩石因之下 形成的边界。如马里亚纳群岛的边界，以发育典型的海沟和火山 岛弧为特征。 (2)洋-陆俯冲边界。大陆岩石圈俯冲于大洋岩石圈之下形成 的洋一陆边界，如安第斯山脉西部的边界，由海沟和大陆岩浆岛 弧组成。 (3)陆-陆碰撞边界。由大陆壳和大陆壳聚合产生的碰撞带。 这里没有发生上述意义的俯冲作用。下行板块的浮力抵制了俯冲， 导致了强烈的变形和隆起。世界之脊的喜马拉雅山被认为是印度 板块与欧亚板块碰撞的结果。
二 板块构造基础
2、汇聚环境
A、洋－陆碰撞 －(东太平洋)海 岸山脉－环太平洋 造山带－前陆盆地 B、洋－洋碰撞 －(西太平洋)沟 弧盆体系－环太平 洋造山带－前陆盆 地 C、陆内造山 －再旋回造山带 (中亚型造山带) －前陆盆地
二 板块构造基础
3、转换环境 转换环境出现于相邻板块作平行剪切运动的地 带，以发育转换或走滑断层为特征。典型的转换边 界见于大洋中脊两侧洋壳走滑运动导致的转换断层。
五 沉积盆地分析
以盆地为整体，综合进行沉积充填、构造沉降、埋藏史、 热演化史及成矿作用的系统研究，其中盆地的沉积—构造演 化史是其最重要的研究内容。是涉及整个地学及相关学科的 领域复杂的系统工程。
盆地分析的基本参数：
几何形态：几何形态与沉积构成 盆地充填：岩石学特征、充填序列、旋回、沉积相、沉积 体系、古流体系； 盆地构造：古构造运动面、地层厚度分布、盆地构造骨架 及后期构造变形； 古生物化石 能源分布特征盆地充填物热转化程度：地质温度计 岩浆活动
二 板块构造基础
3、转换环境 典型的转换边界见 于大洋中脊两侧洋壳走 滑运动导致的转换断层。 著名的圣得安列大 断裂就是北美板块相对 太平洋板块相对运动而 产生的转换边界。
二 板块构造基础
加拿大地质学家威尔逊(1966、1968)根据现今地球上存在 着从大陆裂开到大洋形成，以及从大洋缩小到关闭等地壳不同 演化阶段的代表产物，提出了一个大洋从产生、发展直至消亡 的全过程，即被称之为威尔逊旋回。 威尔逊将大洋发展的整个过程划分为六个阶段：即萌芽阶 段、幼年阶段、成年阶段、收缩阶段、残留洋阶段、大陆碰撞 阶段。前三个阶段代表板块的活动方式是扩张，形成相应的断 陷型地槽和大西洋型地槽。后三个阶段代表了板块活动方式是 聚会碰撞，形成了大致相当于上述的岛弧型、日本海型和地中 海型地槽。 威尔逊旋回表明所谓的地槽和造山带是板块运动的结果， 由反映板块运动的三种主要作用所形成：①大陆裂开和海底扩 张作用；②板块俯冲和海洋收缩；③海洋关闭和大陆碰撞作用。 大陆上或大陆边缘上有些小型盆地的形成与平移断层或转换断 层有关。
前陆盆山耦合过程的层序地层响应
构造层序发育早期的逆冲作用强烈造山，在构造层序的下部沉积序列发育同逆冲构造期的冲积扇 沉积；逆冲体的重力加载引起快速挠曲沉降，导致了区域性的水进。随后由于逆冲造山作用减弱， 山前高差减小，缺少边缘扇砂砾岩带的发育；沉降变缓，以河流和河流三角洲沉积向盆地推进， 形成了构造层序上部的水退序列。
板缘 板缘
板缘 近板缘 弧 板内 转换边缘（释放弯曲） 转换（受阻弯曲） 板内 缝合带
陆壳 洋壳
洋壳或老沉积物 陆壳-岩浆岩 洋壳
负载、挠折 汇聚、挤压
挤压-伸展、褶皱 挤压、岩石圈弯曲、热沉降 伸展-裂陷 裂陷、拉张、热衰退
陆壳/过渡壳或洋 壳
“退火”的陆壳和 洋壳或陆壳和洋壳
平移、伸展、热沉降 挤压、褶皱、负载、挠折 挤压
沉积学基础
第六章
沉积作用的控制因素
控制沉积作用的因素是多种多
样，主要有大地构造、海平面变化、 气候变化、生物演化等。
沉积学基础
第一节
大地构造控制作用
大地构造作用对沉积作用的控制具体的表现为:
（1）影响沉积盆地的类型、成因和演化；
（2）控制物源区上升和侵蚀；
（3）控制沉积盆地下沉和沉积物被搬运、堆积的速 度等； （4）影响沉积物或沉积岩的成分、结构和构造等特 征。
塔里木叠合盆地层格架
二 板块构造基础
19世纪初就出现了大陆漂移学说；1915年，德国气象学家阿尔弗雷 德· 魏格纳（Alfred Wegener）的《大陆和海洋的形成》问世；
在60一70年代提出了海底扩张学说。
70—80年代发展成涉及全球的板块构造理论。 板块构造理论：固体地球上层在垂向上可分为物理性质显著不同的两个 圈层，即上部的刚性岩石圈和下部的塑性软流圈；岩石圈可划分为若干板块， 它们漂浮在塑性较强的软流圈软流圈上作大规模的水平运动；海洋板块不断 新生，又不断俯冲、消减到大陆板块之下；板块内部相对稳定，板块边缘构 造活动性很强烈；板块之间的相互作用决定全球岩石圈运动和演化的基本格 局。 板块构造运动包括大陆的破裂解体、海底扩张、板块相互碰撞、俯冲、 剪切、走滑等作用。板块是由岩石圈组成的，可以发生漂移运动是由于岩石 圈之下存在一个软流圈的流变带。
三 沉积盆地分类
盆地所处地壳性质；陆-洋-过渡壳
地球动力学 相对于板块边缘位置；板内-板缘-缝合带
成盆板块边缘性质;活动-被动-转换-碰撞
地壳动力过程;裂陷、拉伸、挠曲、 挤压、伸展、平移 充烃因素（含地热史）低-正常-超
分 类 指 标
有机地球化学
运移因素（孔隙度和渗透率） 圈闭因素（封闭） 平面上 垂向上
板内或板缘
陆壳/过渡壳或洋 壳
复合的
四 典型沉积盆地特点
1、与离散（拉张）活动有关的盆地
1）克拉通内坳陷
比较平稳缓慢的下陷，缺乏强烈的同沉积构造活动。沉积充填类型 以大陆河流、湖泊及浅海相为主。如非洲乍得盆地、美国密歇根盆地、 中国华北盆地等。
四 典型沉积盆地特点
1、与离散（拉张）活动有关的盆地 2）裂谷盆地
大陆裂谷为构造 控制的同沉积裂谷，
其早期充填为河流、
湖泊相沉积，晚期为 浅海相沉积，同时伴
随火山作用。沉积充
填类型与气候相关。 如非洲东非裂谷、中
国东部新生代断陷盆
地（板内裂谷）等。
四 典型沉积盆地特点
现代裂谷盆地的典型实例有苏联的贝加尔裂谷、 德国的莱茵裂谷以及东非裂谷系。贝加尔裂谷形成于 古近纪，其内的贝加尔湖是世界上最深的湖泊，长达 670km，深1700m以上。沉积厚度超过5000m，沉积 物由陆相的浅水湖泊、沼泽及河流沉积所组成并夹少 量碱性火山岩。 我国东部中新生代盆地，如汾渭地堑、郯庐断裂 带白垩纪-古近纪地堑等，都具有陆内裂谷盆地的构 造和沉积特征，如汾渭地堑形成于古新世至上新世， 盆地中堆积了厚达6000～7000m的陆相红色碎屑沉积。 在盆地北部有多次碱性玄武岩喷发。
四 典关的盆地 3）坳拉谷盆地
是大陆裂谷最初形成时所产生的三叉裂谷中停止发育的一支。另两 支发育为大洋。坳拉谷盆地从大陆内向外延伸，并向大陆边缘加深，其 走向与海岸斜交或近于垂直。因此，为面向海洋的狭长楔形盆地。
四 典型沉积盆地特点
2、与聚敛（挤压）活动有关的盆地 1）前陆盆地
一 沉积盆地
从成因上沉积盆地有：
构造成因：沉积盆地的形成主要与岩石圈的构造 活动有关。盆地的沉降常常是岩石圈变薄或 挠曲、 重力均衡及热力作用的结果。
非构造成因：这些盆地规模小，如剥蚀盆地、死 火山口形成的盆地等。但其沉积物最后得以保存也必 须有构造沉降。 因此，地球表面主要的沉积盆地都是构造活动引 起沉降的结果。
两个碰撞的大陆板块边缘和外弧带一般是不十分 规则和平整的，在它们之间仍会存在未消耗完的老的 洋盆即残留洋盆地。 现代残留洋盆地的典型例子是孟加拉湾，由于继 续消减作用，这个盆地正在闭合中，沉积物主要来源 于碰撞造山带的碎屑，形成三角洲与海底扇沉积。 东地中海是非洲和欧洲板块碰撞过程中正在消亡 尚未闭合的残留洋盆地。
一 沉积盆地
叠（复）合盆地和原型盆地：沉积盆地自太古代至新
生代的整个地质历史长河中经历了形成、消亡、再形成的多旋回的演化。 在地层记录中有多个盆地的叠复。 单一的盆地又称原（单）型盆地，多个盆地的叠置形成叠（复）合 盆地(朱夏，1980) 。它们为重要的地层间断和构造变革事件所分隔。不 同的原型盆地形成和演化与其同期的构造作用等有关。
一 沉积盆地
沉积盆地：沉积盆地是沉积物大量堆积的场所，
是地球表层极其重要的地貌—地质单元。
通常所指的盆地是同生沉积盆地。这类盆地边