第二十一章 障壁岛、潟湖、潮坪和河口湾相
第一节 障壁岛、潟湖、潮坪和河口湾沉积环境特点及其沉积作用
一、沉积环境
障壁岛、潟湖、潮坪和河口湾 (又称堡岛体系) 位于海陆过渡区，与三角洲一样，属于海陆过渡相组 (图21–1)。但在沉积环境和沉积特征方面，又与无障壁海岸相有某些共同之处，因此，也常有人将它们归属于海相组。
堡岛体系是一个综合的沉积体系，其关键环境是障壁岛。障壁岛是指海浪造成的长而低的、狭窄的沙岛。这个定义的实质是障壁岛沉积体系中有3种主要沉积环境：(1) 与海岸近于平行的一系列的障壁岛 (堡岛链)；(2) 障壁岛后的潮坪和潟湖； (3) 潮汐水道系统，它连接着岛后潟湖、潮坪与广海，其中包括进潮口、潮汐三角洲和潮道 (图21-1)。堡岛体系平面延伸范围及其产状都取决于潮差以及潮流作用与海浪作用的相对重要性。它一般呈长条状或岸状平行岸线延伸，长达几公里至几百公里，宽数百米至数公里。堡岛体系可发育于不同的沉积背景中，可由海岸沙洲向上堆积、沿岸海滩沙脊沉没和沙嘴平行海岸向前推进形成，当今岸线约10%~13%发育有堡岛体系。
有利于堡岛体系形成的条件为：
(1) 滨岸有稳定的砂质沉积物供给，这些砂可由河流直接带入或由沿岸流的迁移作用带来。
(2) 以中或高的波浪能量为特征的水动力条件，但是潮差不能太小，以小、中潮差为宜。小潮差 (潮差小于2m) 堡岛体系呈线条状，发育大范围的风暴海浪漫溢冲积洲； 中潮差 (2~4m) 堡岛体系短矮，其特点是具有大的进潮口和潮汐三角洲。
(3) 中等稳定的、低坡度的海岸平原。
二、沉积作用
障壁型海岸的海水处于局限流通状态，水动力作用方式也比较特殊，例如波浪作用较弱、潮汐作用较强，水动力能量不高。同时，由于障壁岛的存在，导致海水局限流通，水的盐度也不正常，可以是咸水，也可以是半咸水或淡水。此外，对于延伸很远的极浅水平缓陆棚，尽管没有障壁岛的存在，也可以造成海水局限流通的潮坪沉积(或称为无障壁岛的潮坪沉积)。
有障壁海岸地带的重要水动力是潮汐作用。潮汐作用是在月球及太阳的引力作用下，海平面发生周期性升降 (潮汐) 和海水往复运动 (潮流) 的现象。由于月球距地球的距离比太阳近得多，所以地球表面的潮汐现象以月球的引力为主。如果同时考虑太阳与月球的作用，则因日月与地球的位置不同产生不同的潮汐现象。当太阳、月亮和地球处在一条直线上的时候 (塑望之时)，出现特大高潮与低潮，潮差最大； 在它们处于直角三角形的角顶时，出现最小的高潮与低潮，潮差最小。
在涨潮和退潮的过程中，潮汐流具有如下特点。
(1) 潮汐水流的双向性：潮汐水流具有向岸和向海的流动，它与河流水流作用不同，河流水流为单向流动。
(2) 潮汐水流的脉动性：潮水按照涨潮、落潮不停地运动着，一般来说，其周期为24小时50分，1天之内有一次涨潮、落潮的，称为全日潮，如果 1天之内有两次涨潮、落潮的，称为半日潮，介于它们之间的则称为混合潮。
(3) 潮汐水位变化的频繁性：潮汐水位变化是经常的，永不停止的，或者说是永恒的，这是由于太阳、地球、月亮三者之间相互吸引这一作用的变化是永恒的。
潮汐引起海面水位的垂直升降称潮位，引起海水的水平移动称潮流。潮位的升降扩大了波浪对海岸作用的宽度和范围，形成潮间带沉积环境； 而潮流对海底沉积物的改造、搬运、堆积起着重要作用，尤以近岸浅海地区最为显著。
潮汐作用主要表现为海面升降的垂向运动，潮汐的强度可根据潮差大小来衡量。潮差分为小潮差 (小于2m)，中潮差 (2~4m)和大潮差 (大于4m)。新月和满月时潮差最大，而当月球和太阳与地球三者成直角关系时，潮差最小。潮汐流是波动变化的，在高水位和低水位时无潮流； 涨潮时从低水位往上升，流速逐渐增大，到最大值后又逐渐减小，到达高水位时，流速趋于零； 落潮时水面从高水位往下降，流速又逐渐增大，到最大值后又逐渐减小，到低水位时，流速趋于零。由于潮流强度变化很快，方向也有变化，故床沙形体的类型也不断变化，所有床沙形体都是最大潮流时的产物，并受到潮流减速的影响。
障壁岛复合沉积体系的沉积作用主要依赖于不同沉积环境的水动力作用方式。在障壁岛向陆一侧的潟湖地区，受涨潮和退潮作用影响，沉积作用主要发生在潮下带和潮间带。障壁岛常被潮水切割成数段，在进潮和退潮口处，发生侧向加积作用，形成涨潮及退潮三角洲。障壁岛向海一侧，主要受广海波浪的冲刷作用，形成前滨和临滨沉积。障壁岛自身由于出露水面，常受到风的改造，形成风成沙丘沉积 (图21–1)。
第二节 障壁岛、潟湖和潮坪沉积特征
一、障壁岛沉积特征
障壁岛海滩体系沉积亚环境与无障壁海岸相似，发育有临滨、前滨、后滨沙丘以及越过障壁岛的漫冲积坪(图21-2)。临滨下部由细砂、粉砂组成，面状的纹层常被生物扰动破坏； 临滨中部由较纯净的中细砂及介壳组成，发育低角度楔状和槽状交错层理。前滨由冲洗干净的、分选良好的砂砾岩构成，发育冲洗层理。后滨沙丘沉积物多为细粒砂岩，发育风成的中小型槽状交错层理以及植物根构造。在障壁岛向潟湖一侧，可存在由风暴浪越过障壁岛形成的漫冲积扇沉积物，它们由中细砂组成，发育前积斜层理和水平层理，并呈薄层舌状或席状延伸到潟湖之中。障壁岛岩体形态呈与海岸平行的狭长带状，笔直或微弯曲，甚至具有微弱分支。据现代障壁岛调查，其长度一般几公里至几十公里，宽数百米至数公里，厚数米至数十米，剖面上呈底平顶凸的透镜状。
当海平面相对稳定、沉积物连续供给并且下沉速度适当的时候，障壁岛向海方向推进(图21-2)，形成下细上粗的反韵律沉积，沉积层理的规模向上增大，砂岩沉积厚度具有减小的趋势。
我国华北地区晚石炭世——晚二叠世就发育了陆表海障壁岛沉积，其岩性以中粒石英砂岩为主，少量细粒石英砂岩和含砾中粗粒石英砂岩。砂岩成分成熟度高，石英组分占90%~98%；结构成熟度高，分选好，磨圆度高，杂基含量小于7%，粒度概率曲线呈3~4段式，以跳跃总体为主，悬移总体和牵引总体较少，跳跃总体由2~3段不同斜率的次总体组成，是波浪冲刷和回流双重作用的结果，截点为突变，反映沉积物受潮汐和波浪能的联合作用(图21-3)。
沉积构造以楔形交错层理、板状交错层理、冲洗交错层理、双向交错层理、波痕交错层理为特征，具大型近对称的浪成波痕。在垂向上，自下而上粒度变细，显示正粒序，砂体厚度1~15m，向上相变为潮坪相或潟湖相(图21-4)。在平面上，砂体呈形态各异、大小不等的席状或条带状。
二、潮道和潮汐三角洲沉积特征
(一) 潮道
在障壁岛之间，潮道是联系障壁岛后潟湖和海洋的通道，在垂直和斜交障壁岛的潮流作用影响下，形成了潮道和潮汐三角洲沉积物 (图21-1)。涨潮三角洲和潮道沉积很少受海浪和风力的影响，而退潮三角洲和潮道受沿岸流和海浪的影响较大。潮道的发育程度取决于潮差，潮差小则很少形成潮道。它们的宽度可从几百米到几公里，深度一般为4.5m到40m不等，这主要取决于潮汐强度和持续时间。
潮道属潮下高能环境，其沉积物主要是由侧向迁移作用形成的 (图21–5)。进潮口迁移的方向和速度受沿岸沉积物补给量大小和潮流强弱的控制。由于沙嘴在进潮口迁移方向的堆积作用，从而使障壁岛横向延伸，同时背向潮道迁移的另一侧发生相应的侵蚀。潮道的沉积厚度如果不被侵蚀破坏，将与进潮口的深度相等。
潮道迁移形成的潮道充填沉积物具有下列沉积特征：
(1) 以介壳沉积砾石组成的粗粒沉积物作为标志的侵蚀底面。
(2) 由双方向的大型平面状交错层理组成的深潮道砾石沉积物，这种交错层向大海方向倾斜的略多，并且与中小型的槽状交错层间互。
(3) 由平行纹层和中小型双向槽状交错层组成的浅潮道沉积物。
(4) 粒度向上变细，交错层系厚度向上变薄 (图21-6)。一般认为，平面状交错层是在退潮为主的潮道水流作用下的沙波沉积，而槽状交错层则是潮流较强和水流方向交替变化情况下的波痕沉积。
(二) 潮汐三角洲
潮汐三角洲和潮汐通道密切共生，它是由于沿潮道出现的进潮流和退潮流在潮汐口内侧和外侧发生沉积作用而形成的。潮汐三角洲的形态是不太规则的，这主要取决于潮差、风浪强度和沉积物补给的情况，但像图21-1所描绘的基本地貌形式是清楚的。潮汐三角洲可进一步细分为涨潮和退潮三角洲。在入潮口向陆一侧 (内侧) 由涨潮流形成者称进潮或涨潮三角洲，入潮口向海一侧称退潮三角洲。退潮三角洲由于受波浪、潮流、沿岸流、沉积物供给等多种因素的综合影响，目前还难以用一个具体序列来描述它的特征。它与涨潮三角洲的主要区别是发育多方向的交错层。
涨潮三角洲以发育平面状交错层理和槽状交错层理为特征。它的沉积序列自下而上是：
(1) 底部与涨潮有关的平面状交错层。
(2) 成互层的、面向大海的槽状交错层和面向陆地的平面状交错层，代表了退潮屏障发育之前的沉积作用。
(3) 交错层系厚度向上变小，序列的厚度大约为10m。
由上述可见，涨潮三角洲与潮道充填沉积物的垂向序列具有一定的相似性，这对识别古代涨潮三角洲和潮道沉积砂体带来了困难。为此，应重点考虑它们的几何形态以及它们与周围岩相的地层关系。
(三) 冲溢 (越) 扇
冲溢 (越) 扇是风暴作用使早期滨岸和障壁岛沉积物被侵蚀并被搬运到潟湖一侧形成的扇状沉积体。在某些情况下，携带沉积物的水呈席状流超越障壁岛顶部，在局部地方冲蚀出冲溢沟。每次冲溢水流沉积的都是薄层状的砂，底部为不平坦的侵蚀面。冲溢扇的主要沉积构造为平行层理，但在其边缘部分可出现向陆倾斜的中型前积层，在潮湿的情况下，沉积物可以遭受生物扰动。其中最易保存下来的部分是与潮坪、沼泽和潟湖沉积物呈指状交错的远端部分。在现代沉积中，单个冲溢扇的沉积单元自下而上有如下序列：冲刷面—含混合生物介壳的基底层—具平行层理、沙纹层理或逆行沙丘纹层的砂。
三、潟湖沉积特征
潟湖是为海岸所限制、被障壁岛所遮拦的浅水盆地。它以潮道与广海相通或与广海呈半隔绝状态。现今海岸的13%属于障壁型海岸，在障壁岛的背后一般均有潟湖。
潟湖中波浪作用较弱，其环境相应地变得安静、低能，沉积物以细粒陆源物质和化学沉积物质为主。由于障壁岛的遮拦、潟湖水体的蒸发、淡水的注入等，都将使潟湖的含盐度高于或低于正常海水，这是潟湖环境的一个重要特点。盐度的变化可以引起生物群的变异，与正常盐度的海洋相比，潟湖中生物群的种属和数量都急剧减少，且个体小、壳体变薄，以广盐性生物最发育，这是潟湖环境的又一重要特点。
(一) 淡化潟湖相
在潮湿气候区，注入潟湖的淡水 (河流注入或大气降水) 大大超过潟湖蒸发量，潟湖水面就变得比海水平面高，引起潟湖上部水体经入潮 (出潮) 口进入海洋。如此长期外流，潟湖水体又不断有淡水补给，逐渐发生淡化作用，形成淡化潟湖。
潟湖淡化作用从表层开始，逐渐向深处发展。当潟湖水体较浅时，可以发生完全淡化。当潟湖深度和入潮口深度较大时，淡化作用发展到一定深度，海洋与潟湖中的水体因密度的差异产生从海洋向潟湖方向的反向底流，从而使底部保持密度较大的咸水。
潟湖水体淡化发育到一定程度，出现上部水体轻而淡，下部水体重而咸的双层结构，致使水体的垂向循环减弱以至停止，下部逐渐缺氧，厌氧细菌大量繁殖并使硫酸盐还原而产生H₂S，使下部形成还原环境。
淡化潟湖相的沉积特征可归纳为以下几点。
- 岩石类型
淡化潟湖相以钙质粉砂岩、粉砂质粘土岩、粘土岩为主，粗碎屑岩极少见，仅在较大潟湖中呈夹层出现，多是由强烈风暴带入潟湖的砂质沉积而成。可见方解石、铁锰结核、二氧化硅沉积矿物。当潟湖底部出现还原环境时，可形成黄铁矿、菱铁矿等自生矿物。岩石常因分散状黄铁矿的浸染而呈现暗色或黑色。潟湖若为碳酸盐沉积时，则以泥晶、微晶石灰岩及白云岩、含泥石灰岩为主，较少见高能环境下形成的颗粒石灰岩。
- 沉积构造
因潟湖是安静的低能环境，故反映较强水动力作用的交错层理一般不发育。若有波浪作用，可发育缓波状层理、水平波状层理及对称或不对称波痕，虫孔少见，偶见干裂。
- 生物化石
与海相相比，淡化潟湖相生物化石种类单调，适应淡化水体的广盐性生物，如腹足类、瓣鳃类、苔藓类、藻类等数量大为增多。正常海相生物在淡化潟湖中常发生畸变，如出现个体变小、壳体变薄、具特殊纹饰等反常现象。当潟湖底部有 H₂S存在时，往往使生物群绝迹； 特别是当大的底栖生物全部灭绝时，则可作为古代潟湖被 H₂S污染的有力证据。
滨海平原区的淡化潟湖，在潮湿多雨的气候条件下，因河流的注入、沉积物的淤积、植物的繁殖而逐渐沼泽化，形成沼泽化潟湖。它是潟湖向沼泽演化的过渡类型，也有人称之为滨海沼泽。其沉积特征与淡化潟湖基本相同，所不同者是它常含有煤层，可形成储量巨大的近海煤田，如我国华北晚石炭世—早二叠世就发育有潟湖相沉积，岩性为灰色、灰黑色泥岩、砂质泥岩，含有植物化石碎片和少量动物化石，化石的种属比较单调，个体较小, 以 Lingula sp. 最为常见。见有动藻迹、蠕虫迹、垂直—水平潜穴等生物扰动构造。潟湖相常演化为滨海沼泽相或泥炭坪相，从而形成煤层 (图21–7)。此类煤层分布面积广，层位稳定，厚度大，煤层结构简单至复杂，灰分中至高，硫分含量高，例如太原西山煤田的8#煤层与阳泉地区的14#煤层 (丈八煤) 属典型的潟湖泥炭坪所形成的煤层，其平均厚度4~6m，最厚可达9m； 平均硫分含量1.98%，显微煤岩组分中镜质组含量大于90%，丝质组含量小于8%。
(二) 咸化潟湖相
在炎热干旱的气候条件下，潟湖缺乏大量淡水注入，水体的蒸发量大大超过注入量，使潟湖水面低于海洋水面，海水不断向潟湖流动，并不断蒸发和浓缩，含盐度逐渐提高而变成.咸化潟湖。
潟湖水的咸化首先从表层开始。表层水因蒸发量大而浓缩咸化，密度逐渐增大。由于白天温度高、蒸发量大，可在表面保持较浓的咸水； 到夜晚，尤其在冬季的夜晚，温度下降，盐度高的表层水因密度大而下沉至底部，盐度低而密度小的水上升至表层。如此天长日久，就形成了上部水体咸而重，下部水体更咸、更重的双层结构。潟湖水体的垂向循环也因此而减弱以至终止，造成底部的缺氧条件，厌氧细菌分解硫酸盐而产生H₂S，形成还原环境。在入潮口深度较大的情况下，也可产生潟湖下部重而咸的水体向海洋流动的反向底流。
咸化潟湖相的沉积特征可归纳为以下几点。
- 岩石类型
岩石类型以粉砂岩、粉砂质泥岩为主，并可夹有盐渍化和石膏化的砂质粘土岩，几乎无粗碎屑岩沉积，可出现石膏、盐岩夹层。膏盐类沉积是咸化潟湖的重要特征之一。潟湖若为清水沉积时，则主要是石灰岩、白云岩，并夹石膏岩及盐岩层，可出现天青石、硬石膏、黄铁矿等自生矿物。
- 沉积构造
潟湖环境安静，一般多出现水平层理及塑性变形层理，不发育交错层理。盐类沉积中可见周期性溶解作用所引起的冲刷面，可见盐类假晶及泥裂。
- 生物化石
生物种属单调，以广盐性生物最发育，特别是腹足类、瓣鳃类、介形虫等，数量大为增加。适应正常盐度的生物，如珊瑚、棘皮类、头足类、大多数腕足类、苔藓虫等全部绝迹。当盐度增高至一定限度时 (一般不超过5.5%)，大部分生物即行灭绝。
四、潮坪沉积特征
潮坪又称为潮滩，发育在波浪能量低的、具明显潮汐周期 (大中潮差) 的平缓倾斜的海岸地区，或形成于潟湖周缘、河口湾和受潮汐影响的三角洲沉积地区。一般来说，潮坪是由被潮道和潮沟所切割的平原组成的。它可分为潮上带、潮间带和潮下带。然而构成潮坪的主要部分是潮间带，也称为潮间坪。因为潮坪区地形坡度极为平缓，潮坪上潮汐水位升降的幅度 (即潮差) 一般为2~3m，最大可达10~15m，故在平面上可出现相当宽阔的潮间带。如德国北海潮坪的潮差为2.4~4m，其潮间带可达7km。在潮间坪的高潮线附近，是一个低能环境，以泥质沉积为主，称为泥坪或高潮坪； 低潮线附近能量高，以砂质沉积为主，称为砂坪或低潮坪； 两者之间的过渡地带，能量中等，具砂泥质沉积，称为混合坪或中潮坪。潮坪的潮上部分称为潮上坪，可发育沼泽和盐坪。潮坪的潮下部分主要被潮汐水道、水下沙坝和沙滩所占据。潮坪上由于潮汐水位的升降而形成潮流。潮流的运动和冲刷使潮坪出现大量的潮渠和潮沟，它们向陆地出现分叉，形如树枝状。潮流的流速一般为30~50cm/s，在潮渠或潮汐水道内流速可达1.5m/s，这是潮坪环境中能量最高的地区。潮流的运动和冲刷作用是潮坪上层理、波痕等各种沉积构造形成的重要原因。
潮坪沉积也可分为浑水和清水两种沉积类型。前者以陆源碎屑沉积为主，后者以碳酸盐沉积为主 (后者将在碳酸盐沉积相中介绍)。
(一) 沉积特征
- 岩石类型
浑水潮坪以粘土岩、粉砂岩、细砂岩为主，极少见砾岩。在平面上，由海向陆，沉积物粒度呈由粗变细的带状分布。在潮下带的潮汐通道内，因潮流作用强、能量高，沉积物以砂为主，形成水下沙坝、沙滩，并常富含生物介壳和泥砾。在潮间坪，从海向陆，由较纯的砂质沉积过渡为泥质沉积 (图21-8)，从而形成了砂泥混合坪。在潮上坪，若发育有沼泽，可有泥炭沉积； 干旱气候带的潮上坪可形成盐沼、盐坪，有石膏等蒸发盐类沉积。潮坪沉积的这种平面分布特点，有助于把潮坪沉积与湖泊及正常海相沉积区分开来。
- 沉积构造
层理类型多样，泥坪上多见水平纹层或水平波状纹层； 混合坪上多具有脉状、波状、透镜状层理，是由涨落潮时形成的沙波与平潮期的泥质沉积组合而成； 沙坪上常出现由多次涨潮造成的羽状或人字形交错层理，这是潮坪沉积的重要标志之一； 在潮下带的潮汐通道内可见中——大型流水交错层理、羽状交错层理等。
在潮坪上，尤其在沙坪和混合坪上常出现流水波痕和浪成波痕，以及由水流和波浪同时或先后作用而成的叠加类型的波痕。泥坪和混合坪可发育有透镜状层理、压扁层理、干裂、雨痕、冰雹痕、鸟眼构造、足迹、爬痕、虫孔等。干燥气候条件下的泥坪上可见石膏及盐类晶体。
再作用面也是潮坪沉积的重要沉积构造标志，尽管它也可出现于非潮汐环境，但仍是潮汐环境较为特征的构造标志 (图21-9)。
- 粒度特征
潮坪沉积物粒度偏细、分选较好。沙坪沉积的粒度概率图特征明显，跳跃和悬浮次总体含量高，两者之间的截点偏细，曲线斜率高，两个次总体之间没有混合现象。这都是由于潮坪环境能量低，水介质的流动与停滞状况周期性交替的结果。
- 生物化石
潮坪生物群以种类少而数量多、海相和陆相混生为特征，而且半咸水生物或广盐性生物大量发育，分异度低。常被植物所覆盖，藻类生物较发育，如藻叠层及藻席等。潮间坪上生物较多，扰动现象强烈；潮下坪偶尔可见生物粪粒聚集成层。
(二) 潮坪沉积的识别标志和剖面序列
潮坪沉积在古代沉积层中十分常见，其突出的沉积特征可以归纳为以下几点：
(1) 具有与流水方向截然相反的人字形交错层理和再作用面。
(2) 压扁层理、波状层理及透镜状层理发育，反映流水强、弱的交替出现。
(3) 具有干裂、雨痕、植物根迹、动物足迹、蒸发岩、泥炭和薄煤层等反映间歇性陆上暴露的标志。
(4) 具水道冲刷、泥质碎片和簸选的砂质透镜体等暴露与沉积交替出现的标志。
Ginsburg (1975) 认为， 上述沉积构造可以用于古潮坪沉积的识别。如果在沉积剖面中具有前述的全部构造组合或者前3种标志，那么就可以把它们解释为潮坪； 如果只有组合中的两种标志，就难以做出肯定的结论。
潮坪沉积是一个向上变细的沉积序列 (图21-10)。下部为潮下带的潮道沉积，通常为块状砂岩，具滞留沉积和人字形交错层。其上为砂坪沉积，具人字形交错层和再作用面等双向流水构造以及反映水位变化和间歇暴露的标志。再上为粉砂岩和泥岩组成的混合坪沉积，发育潮汐层理。泥坪沉积发育干裂，有时顶部还可出现潮上湖沼或盐沼沉积。按Klein(1970) 的意见，低潮坪 (沙坪) 至高潮坪(泥坪) 的厚度相当于潮坪形成时的古潮差。
第三节 河口湾沉积特征
一、环境特征
河口湾是被海水淹没的河口，也可以看成是位于河口的海湾。河口湾发育于潮汐作用强烈的海岸河口地区。当海水大规模入侵时，海岸下沉，河流下游的河谷沉溺于海平面之下，在海岸河口区形成了向海扩展的漏斗状或喇叭状的狭长海湾，就称为河口湾或三角港。
河口湾的发育与潮汐作用、河流作用的强弱有密切关系。在强潮汐河口区，其潮差一般大于4m，如果河流规模小，泥砂供应不足，此时的潮汐作用远大于河流作用，有利于河口湾的形成。如我国的钱塘江口属于强潮汐河口，因此发育典型的河口湾 (图21-11)。中等潮汐河口 (潮差为2~4m，如长江口) 和弱潮汐河口 (潮差小于2m，如珠江口)，当两者的河流作用大于潮汐作用，不形成河口湾而发育成为三角洲。
河口湾地区是河流水流与潮汐水流强烈交锋和汇合处。由于河水和海水的密度不同，密度大的海水沿底部侵入河口，致使上、下两层的水流方向相反。河流和潮汐的流量关系决定了水体的分层和混合特性。潮汐作用弱、河流流量占优势时，低密度的淡水位于盐水楔之上，水体呈明显的层状，随着潮汐作用逐渐增强和河流流量减弱，咸淡水垂向的梯度变化逐渐减小，直至最后完全混合而呈现均匀状态，使河口湾地区形成了海陆过渡、咸淡混合的半咸水环境。
河口湾地区的潮流是往返的双向流。涨潮时，潮水顺河口溯河而上，形成河流壅水现象； 退潮时，潮流强烈地冲刷河床，引起河口湾的加深和展宽，其结果更有利于潮汐、波浪大规模入侵，使河口湾两岸产生沉积物流，形成河口湾浅滩。由于科里奥利力的影响，河口地区涨、落潮流的路线常常不一致，它们往往沿着相距很近但又分离的路线各自流动，故在涨、落潮之间的河口区形成了顺流向展布的冲刷沟 (涨、落潮河谷) 和狭长形的线状潮汐沙脊 (图21-12)。较大规模的沙脊高达10~22m, 宽300m, 长达2000m左右。
二、沉积特征
(一) 岩性特征
岩性特征以分选、圆度较好的细砂和泥质沉积为主。砂、泥比例取决于潮汐和河流作用的强度以及砂、泥的供应状况。在潮汐河口的砂质沉积物中常夹有泥质薄层，这种夹层是由于强潮流强烈扰动而呈悬浮状态搬运的沉积物，在高、低潮或平潮和停潮时期流速最小时发生沉积所致，它是判别潮汐河口环境沉积的重要标志之一。
(二)沉积构造
河口湾沉积中常发育着各种复杂多样的层理构造它既有潮汐环境中常见的透镜状层理、脉状层理、波状层理、羽状交错层理，也可见到因河流作用而形成的板状交错层理、槽状交错层理等。由于河口湾环境复杂的水文状况，常形成各种类型的波痕，如削顶的、双脊的、单峰的、对称和不对称的、小型和巨型的波痕等,波痕的走向受到干扰的现象极为普遍(图 21-13)。
生物扰动构造较发育，由陆向海数量和类型增多尤其在泥质沉积物中，生物潜穴和寄居构造较为普遍。
(三)生物化石
河口湾环境中以含有较多的、受限制的或半咸水动物群为特征，常见的有介形虫、腹足类、瓣鳃类等广盐性生物。生物个体由陆向海变多变大，并可见树干和植物碎片等。
(四)岩体形态
砂体长轴与河口湾轴向平行，且纵向延伸较远，宽度数十米至数百米。垂向剖面上出现细分层现象，并有旋回性。由于河口湾中河谷的多次迁移，可产生多层透镜状砂体，底界具明显的冲刷特征。
三、沉积层序
河口湾充填沉积在垂向上为向上变细的沉积层序，如荷兰的马斯河口湾就发育了一套下粗上细的垂向层序(图 21-13)。层序的下部单元由大型单向交错层理组成，单个层系可达 1m 厚，层理特征说明古流向是单向的。层序的中部单元由大型及小型双向交错层理构成，流向显双向性，显然在当时是受了潮汐流的影响;向上部层系厚度明显减小，表明了当时的流速明显减缓。上部单元发育了脉状、波状、透镜状层理及小型槽状交错层理。我国四川峨眉山下三叠统嘉陵江组 1~2 段也属于河口湾沉积。
第四节 古代障壁岛、潟湖、潮坪和河口湾鉴别标志及其与油气关系
一、鉴别标志
障壁岛沉积体系由于包含多种沉积类型，所以必须从沉积相组合和沉积序列等方面来识别古代障壁岛、潟湖、潮坪、河口湾等沉积环境。
(一) 沉积相组合
潟湖、障壁岛、潮坪相地处海陆过渡地带，平面上向海方向以障壁岛与滨岸相(或三角洲相) 相衔接，向陆方向以潟湖或潮坪与大陆沉积相组的沼泽相或冲积相相毗邻 (图21-1)。因此，横向上，在海陆过渡地带构成了障壁岛——潟湖—潮坪组成的有障壁海岸沉积体系或沉积相组合。
(二) 沉积序列
20世纪70年代之前，人们仅用一种堡岛模式(海岸向海推进的加尔沃顿岛模式) 来解释古代岩石。显然，仅用它来解释堡岛体系中的堡堤海滩、潟湖和潮道——三角洲是不全面的。因此，人们总结出3种代表堡岛体系的“端元”模式，即海退模式、海进模式和堡岛—进潮口模式 (图21–14)。堡岛体系的垂向序列常常是上述3个端元序列的混合。湖泊中堡坝体系也可参考这些端元模式。
- 海退模式
海退模式是从加尔沃顿岛模式中提炼出来的，可作为解释海退堡岛序列的标准。其底部夷平，颗粒向上变粗，层理规模向上变大，以发育槽状、羽状交错层理为特征，主要为临滨、前滨、后滨和沙丘沉积[图21–14 (a)]。
- 海进模式
海进模式在岩相、岩性彼此互层和交替方面比海退模式更加复杂。它的特征是具有潮下和潮间的堡后相。尽管总体显示粒度向上变粗、层理规模向上变大的序列，但不甚明显。某些相之间的接触面可以是截然分明的，也可以是侵蚀式的。它主要由水下潟湖、漫冲积洲、潮道、潮坪和后滨——沙丘沉积组成 [图21—14 (b)]。
- 堡堤—进潮口模式
堡堤一进潮口模式是一个粒度向上变细的序列，交错层理的厚度具有向上变薄的趋势，发育槽状和平面状交错层理，主要由潮道和迁移的沙嘴、海滩沉积组成 [图21-14 (c)]。
二、障壁岛沉积体系与油气关系
潟湖、障壁岛、潮坪的沉积环境和沉积特征决定了它们具有良好的生、储、盖条件。在潟湖环境中，生物种类单调但数量多，水体安静，有利于有机质的堆积，潟湖底部常形成富含 H₂S的还原环境，有利于有机质的保存和向石油的转化，故潟湖相乃是良好的生油相带。
障壁岛、潮坪、河口湾相都发育有不同类型的砂体，有利于油气的储集。尤其障壁岛砂体，砂质碎屑的粒度适中、分选好、岩性均一，横向上与潟湖、浅海等有利生油的相带相邻，对油气的储集更为有利。
潟湖、潮坪广泛发育泥质岩类以及膏盐沉积，它们也可以成为良好的盖层。
由于海侵和海退的交替变化，使潟湖、潮坪、障壁岛相在垂向上作有规律地递变，有利于形成完整的生、储、盖组合，利于油气的富集。