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>> 中国地质大学 含油气盆地沉积学题库答案
“含油气盆地沉积学”复习思考题参考答案（斜体字为参考内容，表明的页数指沉积学书的相应位置）一、概念题15、示顶底构造：在碳酸盐岩的孔隙中，如在鸟眼孔隙、生物体腔孔隙以及其他孔隙中，常 见两种不同特征的充填物。在孔隙底部或下部主要为泥晶或粉晶方解石，色较暗；在孔隙顶 部或上部为亮晶方解石，色浅，且多呈白色。二者界面平直，且同一岩层中的
各个孔隙的类 似界面都相互平行。 这两种不同的孔隙充填物代表两个不同时期的充填作用。 底部或下部的 泥粉晶充填物常是上覆盖层遭受淋滤作用时由淋滤水沉淀的； 上部或顶部的亮晶方解石则是 后期充填的。二者之间的平直界面代表沉淀时的沉积界面，与水平面是平行的。因此，根据 这一充填孔隙构造，可以判断岩层的顶底，故称示顶底构造，亦可简称示底构造。 16、水平层理：由相互平行且近于水平的泥质纹层构成 ，纹层厚 1~2mm。 17、平行层理：由相互平行且近于水平的沙质纹层构成 ，纹层厚 1~2mm。 18、 变形层理： 沉积过程中,由于滑陷滚动,沉积物原有层理发生挠曲,倒转破碎,变形如包卷 层理、枕状构造等。 19、攀升层理：在砂质沉积物中由于波痕的迁移，而且同时向上生长所形成的一系列相互叠 置的波痕层理。其形成条件是：必须有丰富的沉积物，特别是有呈悬浮状态的沉积物不断供 给，以致波痕不仅前移，而且同时向上建造成一个相互叠覆的波痕系列。该类型层理多分布 于河流、三角洲及浊流沉积中。 20、沉积层序：.沉积盆地中的沉积地层是对盆地沉降、海平面、沉积物补给、气候和构造 运动综合相应的记录。 其沉降模式和时空上的侵蚀作用产生了地层单元的结构特征。 这种结 构称为沉积层序。 21、生物扰动构造：广义的生物扰动构造即遗迹化石。生物扰动是生物破坏原生物理构造， 特别是成层构造的过程。 生物扰动构造可以被看作是一种破坏机制， 它不仅使不同的沉积物 发生混合，而且也将地球化学和古地磁信息变得模糊。 22、双粘土层：双粘土层为涨潮流砂层与退潮流砂层分别被平潮粘土和停潮粘土层分隔开。 两个相邻的双粘土层所围限的一组前积纹层称为潮汐束状体。 由于潮汐活动的日、 月不等量 性，双粘土层呈蔬密波状排列，即横向束状体序列。 23、鲍马层序：浊积岩的沉积相相模式——鲍玛层序 自下而上分为 5 个层段： A 段—递变层理段或块状层理段： 主要由砂岩组成，底部含砾，向上粒度变细，反映浊流能量逐渐减弱的过程。 底面发育冲刷—充填构造。 A 段厚度比其他岩相单元厚度大，为递变悬浮沉积的产物。 B 段—平行层理段（下部平行纹理段）： 由细砂或中砂岩组成。与下伏 A 段为渐变关系。 C 段——波状层理段（流水波状纹理段）： 由细砂岩和粉砂岩组成。以发育小型波状层理为特征，有时见有包卷层理。与下 伏 B 段呈突变接触。 D 段——水平层理段（上部平行纹理段）： 由泥质粉砂岩和粉砂质泥岩组成。具有清晰的水平层理。与下伏 C 段界线清晰。E 段——泥岩段： 由块状泥岩组成，与下伏 D 段呈过渡关系。有时顶部分布有页岩或泥灰岩。 24、不对称波痕：不对称指数 RST&1 的波痕。不对称波痕与水流方向垂直，其陡坡倾斜方向 与水流一致。 25、 扇三角洲： 由冲积扇直接提供物源， 在盆地边缘的水上和水下部分所形成的碎屑沉积体。 26、决口扇：沿天然堤分布扇形体，由突发洪水造成天然堤决口、沉积形成。 27、边缘海：又称“陆缘海”。位于大陆和大洋的边缘，其一侧以大陆为界，另一侧 以半岛、岛屿或岛弧与大洋分隔，但水流交换通畅的海称为“边缘海”。 28、陆表海：分布于大陆边缘，占据陆架位置。其宽度达 160－480km，深度达 200－350m， 海底平均坡度为 0.6－3m/kg。 29、前滨和临滨——前滨：位于平均高潮面与平均低潮面之间，为周期性暴露环境。受冲流 带水流（垂直或近于垂直岸线、极浅的往复面状水流）的作用，发育分选很好、具特有的海 滩冲洗交错层理的中－粗粒纯净石英砂岩，矿物成分单一，常见有重矿物富集的条带，生物 化石缺乏，但常见破碎贝壳，沉积物表面常见波痕、细流痕、冲流痕、原生水流线理、出气 孔等，粒度概率曲线上存在两个跳跃总体（冲流、回流）也是其典型特征。临滨：位于平均 低潮面与平均浪基面之间全部位于水下环境， 是浅水波浪作用带， 沉积物始终受波浪冲洗和 扰动。 30、碎屑滨岸体系（有障壁岛和无障壁岛体系） ： 障壁岛－泻湖型海岸：是受波浪、潮汐和沿岸流综合影响的滨岸环境，地形分异明显，为障 壁岛 （barrier island， 一般为砂坝、 沙洲构成） 泻湖、 、 海滩、 潮坪、 进潮口 （tidal inlets） ， 退潮和涨潮三角洲（ebb- and flood-tidal delta）组成的复合体系。 无障壁滨岸相：在某些面临开阔大洋、又无障壁岛的沿海地带，如果海底的坡度极为平缓而 且水体很浅，大洋的波浪因与海底的强烈摩擦作用，其能量消耗殆尽，因此出现潮控碎屑滨 岸。 进一步按照海岸水动力状况和沉积物类型分为砂质或砾质高能海岸及粉砂淤泥质低能海 岸两种类型。它们的宽度随海岸带地形的陡缓而定。在陡岸处宽度仅数米，平缓海岸其宽度 可达 10km 以上。古代海岸因岸线不断迁移，可形成宽而厚的砂质海岸沉积，成为油气储集 的良好场所。 31、 浪基面:湖浪所形成的水体波动的振幅随水体深度的增加而减小， 当达到 1/2 个波长时， 水 体质点运动几乎等于零，故常把此水深的水平界面称为“浪基面”或“浪底”。 32、边缘海，又称“陆缘海”。位于大陆和大洋的边缘，其一侧以大陆为界， 另一侧以半岛、 岛屿或岛弧与大洋分隔，但水流交换通畅的海称为“边缘海”。 33、海底扇：主要是海底峡谷搬运来的异地碎屑物堆积成的平滑、缓倾的扇状沉积体。 34、内波：是一种水下波，它存在于两个不同密度的水层的界面处，或存在于具有密度梯度 的水层之内。在所有的大洋中均有内波存在。 35、内潮汐：当内波的周期与海面潮汐（半日潮或日潮）的周期相同时，就称这种内波为内 潮汐。 36、三角洲类型: 河控三角洲： 以河流作用为主，长形，分支流河道、河口坝与沼泽较发 育，如密西西比三角洲。 浪控三角洲： 尖头形与弓形沙脊取代了河控三角洲的分之流河道，沙滩、沙丘和泻湖较发 育，如圣弗郎西斯三角洲。 潮控三角洲： 以发育与岸线垂直的线状沙脊为特征， 受潮汐作用影响的分支流河道和沼泽较 发育。 37、障壁岛：平行海岸的长形砂体，与陆地之间以泻湖相隔，之上发育沙丘、海滩与临滨。38、泻湖：位于陆地与障壁岛之间的半封闭水体，为浅水低能环境，波浪作用微弱，潮汐作 用明显，潮坪围绕泻湖周边发育，主要为水平层理泥、粉砂质及泥炭层沉积。 39、冲越扇：发育在泻湖一侧的扇形沉积体，是在风暴期间，由台风（hurricane）引起的 巨浪冲波并越过障壁岛、 将从向海侧侵蚀下来的大量沉积物搬运到岛后潮坪或泻湖中沉积形 成的扇状砂体。 40、河口湾：是位于海洋与大陆的过渡带、潮汐作用强烈的海岸河口地区，外形一般呈漏斗 状，其漏斗顶部对着受潮汐影响的蛇曲河道，而向海方向逐渐变宽。 41、潮间带：位于平均高潮面与平均低潮面之间。潮间坪地势平缓，随潮汐的涨落周期性地 暴露，潮流流速缓慢，发育大量的小水流波痕。此外，潮间带发育许多蛇曲形 42、潮汐水道（潮沟或潮溪）：是潮流进出的主要通道，水道内水深流急，具有非常大的 侵蚀力、侧向迁移迅速，为改造潮坪沉积物的重要因素 辫状河道：出现在河流发育的幼年期，分布于上游河段，河道不稳定，平面形态呈辫状，水 流变化大，沉积物呈底负载搬运，所以又称为“底负载型河道（bed-load channels）”。 曲流河道：发育在河流的老年期、分布于中下游河段，河道稳定，较弯曲，水流稳定，沉积 物呈底负载和悬浮负载搬运，又呈“混合负载型河道”。 43、河口湾：是位于海洋与大陆的过渡带、潮汐作用强烈的海岸河口地区，外形一般呈漏斗 状，其漏斗顶部对着受潮汐影响的蛇曲河道，而向海方向逐渐变宽。 44、风暴浪基面：在风暴浪活动时期，浪基面要比平时低得多，这一浪基面称为“风暴浪基 面” 。 45、海重力流：又称密度流, 它是一种高密度、高黏度的、涌浪式流动的非牛顿流体。 46、等深流：是由于大洋水团的温盐变化而形成的一种环流体系，在两极地带由于冰层和低 温的影响，表层海水因密度增大而下降，并沿洋底向低纬度方向流动。 47、牵引流：是指低粘度、低密度的牛顿流体。其搬运和沉积作用服从牛顿内摩擦定律。 48、碳酸盐岩的矿物成分和产生条件 矿物成分：高镁方解石、方解石、文石、白云石 产生条件：高镁方解石：富镁海水，Mg/Ca&2:1 方解石： Mg/Ca&2:1；温度&16oC； PH 值：7～8，盐度&3.5%。 文石： Mg/Ca&2:1；温度&15oC； PH 值&8，盐度高。 白云石：古代碳酸盐岩的主要成分。 49、结构组成和分类 结构组成：颗粒、基质、胶结物与孔隙 1） 、颗粒：生物碎屑、内碎屑、鲕粒、团粒和藻粒 （1）生物碎屑：生物硬体经波浪、潮汐作用破碎、搬运、磨蚀之后再沉积下来的颗粒 状物制称生物碎屑。 （2）内碎屑：是早已沉积于海底的、弱固结的碳酸盐岩沉积物，经岸流、波浪或潮汐 等作用剥蚀出来并再沉积的碎屑。 （3）鲕粒：具有核心和同心圆包壳的球形碳酸盐岩颗粒称鲕粒。 （4）团粒：或称为球粒，无核心和内部结构的球形颗粒。由泥晶碳酸盐矿物组成的颗 粒，一般呈球形或卵形，内部结构均匀。 （5）藻粒：与藻类有成因联系的碳酸盐岩颗粒，外形不规则。 （核形石、凝块石） 2） 、泥晶基质与亮晶胶结物 泥晶基质：具有典型的泥状结构 亮晶胶结物：它是充填于原始粒间起胶结作用的化学沉淀物质。由于这种胶结物的晶 体清澈明亮，故称 “亮晶胶结物” 。3） 、孔隙： 原生孔隙：在颗粒之间未被固体物质占据的空间。 次生孔隙成岩过程中岩石组分的破裂和收缩、生物化石、碎屑颗粒溶解形成的孔隙。 碳酸盐岩的结构分类：主要以粒屑、胶结物、基质三种组分进行结构分类，按每种组分的相 对百分含量，划出岩石类型，再此基础上，再据粒屑类型作进一步细分，并予以综合分类命 名。 50、 准同生白云岩化： 潮上带蒸发→海水向上运移→温度、 盐度升高， 文石、 石膏沉淀→Ca2+ 被消耗，Mg2+浓度升高→白云石沉淀。这些刚沉积不久的表层沉积物，主要是文石。这些沉积物还是疏松的，其粒间充满着水。这些粒间水，在开始阶段是正常的海水。由于该地区气 候干热，蒸发作用强烈，这些粒间水就不断地向空气中散发。与此同时，海水又通过毛细管 作用，源源不断地补充到这些疏松沉积物的颗粒之间。久而久之，这些粒间水的含盐度就变 大了，正常的海水就变成了盐水。从这种盐水中首先沉淀出来的是石膏，也可能还有一些其 他盐类矿物。51、内碎屑：早已沉积于海底的、弱固结的碳酸盐岩沉积物，经岸流、波浪或潮汐等作用剥 蚀出来并再沉积的碎屑。 52、台地和生物礁 台地：指的是沿河谷两岸或海岸隆起的呈带状分布的阶梯状地貌。台地是一种凸起的 面积较大且海拔较低的平面地形。台地中央的坡度平缓，四周较陡，直立于周 围的低地丘陵。 生物礁： 一般所指的生物礁是指狭义的生物礁或生物骨架礁， 即限于具有生物建造的抗浪骨 架的碳酸盐建隆 53、滩环境：主要发育在陆棚边缘，特别是缓坡边缘地带， 处于波浪作用的范围内。 在波浪、 潮汐流和沿岸流作用下， 由各种碳酸盐颗粒形成的大型底形。 一般具有低缓的正 地形，但不形成坚固的抗浪构造，主要由松散的碳酸盐砂组成。 54、碳酸盐岩潮坪和泻湖环境 潮坪：一个间歇性暴露环境，对气候变化十分敏感。气候通过气温、降雨量和气象流的变化 控制着海水的盐度、温度，从而决定着沉积物的组成及分布、以及生物的组成和生态 特点。 泻湖：发育在陆棚内部，外侧常有生物礁、砂坝或岩岛构成障壁与外海相隔。其与潮坪的分 界一般采用低潮线，陆棚泻湖均为潮下带。 55、威尔逊和欧文模式碳酸盐岩沉积相模式—— 威尔逊欧 文 模 式 欧文依据肖对陆表海水动力能量及沉积物分布特征研究建立的理想模式， 以不含陆源碎 屑物的浅海碳酸盐沉积物为条件。在此模式中，他将自滨岸到广海方向划分为三个带，并分 别命 X、Y、Z 带。二、简答题1、重力流包括那几种类型? 重力流:通常称为高密度流(dense flow), 在重力作用下， 沉积物不稳定而移动 ? 带动 水介质运动 ? 水介质与沉积物充分混合，进而形成富含沉积物的流体。这种流体活动通常 具有突发性和间歇性，是一种灾变事件。 （重力流为高密度流，沉积作用进行很快，粗颗粒沉积后随即被埋藏，因而组分中缺乏 滚动颗粒。 ） 按沉积物的支撑机理，重力流可分为四种类型： 1).浊流（Turbidity current） ：在深海中最常见、分布面积最广，可以在极缓的斜坡（小 于 1°） 上流动。 流体内的沉积物由湍流的向上分力所支撑， 使沉积物持续地悬浮于流体中。 2).液化流（ Liquefied flow） ：由颗粒间孔隙流体的向上流动而支撑沉积物。在富含液体 （水）的松散沉积物中，当孔隙流体压力超过静水压力时，颗粒保持悬浮状态，就象流沙一 样。液化流可以在 2－3°的斜坡上流动。 流动过程中，孔隙流体因不断向上流出而减少，超孔隙流体压力也迅速消耗， 液化流便开始沉积，从下而上“冻结”直到完全固化。液化流因粘度高，不可能产生牵引构 造。深海沉积中，液化流分布不广，一般仅局部发育。 3).颗粒流（ Grain flow） ：由于沉积物颗粒之间的相互碰撞作用而支撑颗粒呈悬浮状态， 在重力作用下流动。该概念很大程度上源于实验室工作，尚缺乏自然界的实际模式。该类型 的发育需要很大的坡度（18－37°） 4)碎屑流（Debris flow）:可以在 1－2 °的斜坡上流动基质支撑沉积物颗粒，使砂、砾级 悬浮于其中而在重力作用下进行搬运。 2、沉积岩的胶结类型及结构特点 在碎屑岩中，碎屑颗粒和填隙物间的关系称为胶结类型或支撑类型 它首先与碎屑颗粒和填隙物的相对含量有关，其次与颗粒间的接触关系有关。首先， 按碎屑和杂基的相对含量可以分为杂基支撑和颗粒支撑两大类； 其次按颗粒和填隙物的相对 含量和相互关系可以分为基底式胶结（或半基底式胶结） 、孔隙式胶结、接触式胶结和镶嵌 胶结等；按颗粒间的接触性质还可细分为若干类型。基底式胶结一般讲属杂基支撑类型，孔 隙式胶结、接触式胶结以及镶嵌胶结属颗粒支撑类型（如图 3-17 所示） 。 .胶结类型： (l)基底式胶结 碎屑颗粒在杂基中大多彼此不相接触而呈漂浮状孤立地分布。基底胶结形成于沉积期， 一般反映快速堆积的密度流沉积特点。 在个别情况下可见到化学胶结物构成的基底胶结， 如 我国青海小柴旦盐湖（硼酸盐型）的现代湖濉岩，即为柱硼镁石胶结物构成基底胶结的细粒 长石岩屑砂岩。 (2)孔隙式胶结 其大部分颗粒彼此直接接触，填隙物可以是粘土杂基，也可以是化学胶结物。反映了稳定水流沉积作用和波浪淘洗作用的特征。 (3)接触式胶结 属于颗粒支撑类型， 胶结物只在颗粒接触处才出现。 这种胶结方式只在比较特殊的条件 下才能产生， 如在于旱气候条件下形成的砂层， 由于毛细管作用而使得溶液沿颗粒接触点的 细缝流动， 并发生矿物的沉淀作用而形成。 也可以是原先具孔隙胶结的岩石在近地表处经大 气水的淋滤而形成。 (4)镶嵌式胶结 在成岩期的压固作用下，特别是当压溶作用明显时，砂质沉积物中的碎屑颗粒会更紧 密地接触。颗粒之间由点接触发展为线接触、凹凸接触，甚至形成缝台状接触。这种颗粒直 接接触构成的镶嵌式胶结， 有时不能将碎屑与其硅质胶结物区分开， 看起来像是没有胶结物， 因此有人称之为无胶结物式胶结。 沉积岩的结构特点 沉积岩的结构特征包括：碎屑颗粒的大小、岩石的分选性、碎屑的磨圆度。 3、层流、紊流和过渡流的判别标准（P23、P27） 流态有三种，即层流、过渡流态和紊流。判别准则是颗粒的雷诺数 Re。其临界颗粒雷诺数 随碎屑形状而异，碎屑下沉时流态小同；即使碎屑形状相同，其沉速公式也不一样。 4、如何识别三角洲相？（P329） 三角洲(delta)相位于海(湖)陆之间的过渡地带，是海陆过渡相组的重要组成部分。 在河流入海处，特别是在河流含砂量大、海底较浅且比较稳定的地区，常常形成三角洲 （在远程河流与盆内水体交汇地带的水上和水下部分所发育的扇状或朵状碎屑物沉积体。 ） 。在此处发生的沉积即称三角洲相沉积。 三角洲相的特点是具有向海洋方向倾斜的层理，以砂质沉积物为主，陆生植物、淡水动 物和海洋生物化石混杂在一起。 三角洲底部，沉积物质变细，以粉砂质及粘土为主，层理水平，富含海生动物化石。 5、曲流河沉积的垂向模式（P259） 曲流河沉积的典型垂向模式由沃克等人提出， 这个标准相模式由下至上可划分为四个沉 积单元。 第一沉积单元为块状含砾砂岩或砾岩，属河床底部滞留 沉积，与下伏层呈冲刷侵蚀接触，底部具明显的冲刷面，粗 砂岩中含泥砾，可见不清晰的大型槽状交错层理。 第二沉积单元为具大型槽状交错层理的中、细砂岩，层 理规模向上逐渐变小，中夹具水平层理的粉细砂岩，沿层面 可发育剥离线理，为边滩沉积。 第三沉积单元为粉细砂岩组成，发育有小型槽状交错层 理和上攀波纹交错层理，为点砂坝或边滩顶部沉积。 第四沉积单元主要由断续波状交错层理的粉砂岩和水平 纹理的粉砂质泥岩及块状泥岩组成，块状泥岩中常发育有泥 裂、钙质结核或植物的立生根，属天然堤和泛滥盆地沉积。 上述曲流河沉积的理想垂向层序由下至上，粒度由粗变 细，层理规模由大变小，层理类型由大型槽状交错层理变为 小型交错层理、上攀层理、水平层理，底部具冲刷面，构成 了一个典型的间断性正韵律或正旋回。辫状河 与曲流河相比，沉积物较粗，分选、 磨圆较差，以砾石和粗沙为主。 平面上，直或微弯曲的、连续分布 的沙带。 剖面上，发育不明显的正旋回，主 要由砾石和粗沙构成，泥和粉沙很 少，总体上呈“沙包泥” 。 垂向序列：自下而上为河道底部冲 刷面→滞留砾石层→不明显的槽状 交错层理砂砾岩、粗砂岩→清晰的 槽状交错层理粗砂岩→板状交错层 理砂岩→含泥夹层的交错纹层粉砂 岩构成的向上变细的正旋回序列。 6、 绘图说明三角洲体系的垂向层序 组成特点 三角洲体系的垂向演化序列 在物源供给充足，三角洲朵体节节 向湖推进的情况下，湖泊三角洲沉积的垂向演化总体表现为一个向上变粗的反旋回序列。 其中，前三角洲－三角洲前缘呈次级反旋回；三角洲平原以正旋回为特征。 河控三角洲 河控三角洲层序较为典型和完整， 明显表现为一个反旋回序列， 即向上变粗的沉积序列。 下部（Lower part） 即底积层（前三角洲） ： ，由深灰色水平纹理、块状层理泥岩与粉 砂岩组成，发育丰富的生物潜穴和生物扰动构造。 中部（Middle part） ：即前积层（三角洲前缘） ，主要由水下分支流河道、河口坝、席 状砂、远沙坝组成。自下而上由水平纹理、波状交错层理粉砂岩与泥岩（远沙坝沉积物） 、 板状交错层理砂岩、平行层理砂岩、 “S”形纹层砂岩（河口坝沉积物）组成 上部（Upper part） 即顶积层（三角洲平原） ： ，由分支流河道、沼泽、分支流间湾沉 积组成。总体上表现为多个正旋回复合序列。 河控三角洲层序较为典型和完整，明显表现为一个反旋回序列，即向上变粗的沉积序 列。河控三角洲垂向层序 7、绘图说明鲍马层序的基本特征； （概念见前文）深海块状泥岩水平纹理砂质泥岩 波状、 卷曲纹理粉砂 岩 平行层理砂岩块状、递变层理段8、 （准）同生变形构造类型及特点； 沉积过程中，或在沉积后不久且在沉积物固结前，由沉积物塑性变形而形成的构造， 统称为同生变形构造。 负荷构造：当沙层沉积在塑性泥岩之上时，由于超负荷或差异负荷而发生垂向流动所 形成的，保留在砂层底部的痕迹。火焰状构造是一种典型的负荷构造。 球状与枕状构造： 球-枕构造是地层中的软沉积物变形构造,形成球-枕构造的软沉积层 包括细砂单元与上覆粗砂单元.他的变形机制与砂层的液化作用有关.下伏细粒砂单元具强 的液化变形而上覆粗砂单元为弱变形层.球-枕体位于细砂层的不同位置,表明他们是下沉穿 越细砂层单元为异地沉积体. 旋转层理: 沉积纹理发生变形和褶皱，但纹理仍是连续的，没有被错断。 碟状构造： 脱水构造。 滑塌构造： 沉积物纹理发生褶皱变形，并伴有滑塌面，小型重力断层和角砾化现象。 同沉积变形构造多产于快速堆积、沉积坡度较大的环境，如三角洲前缘、斜坡带等。 9、单井沉积相解释的主要内容和方法 岩芯照片、深度、岩性柱状、旋回分析、沉积微相、亚相、沉积体系、岩性描述、测井曲线 特征、层位 钻井岩芯观察与描述、单井微相分析、井-震结合地震层序解释、含砂率图、地震属性反演、 沉积相分布图10、盆地沉积（砂）体的几何形态 层序的几何形态 盆地内硅质碎屑岩层序在倾向剖面上的几何形态基本上呈楔形。 随着海平面的相对升降变化。楔形体的形态也发生相应的变化。 在走向剖面上的不同部位可呈现下凹上凸（平）状、丘状或波状。 层序内部沉积体的几何形态 1.席状：厚度相对稳定，上下界面近于平行，多出现在均匀沉积，稳定和广泛的前三角洲、 浅海口、半远洋和远洋沉积中。 2.席状披盖： 上下界面平行， 弯曲地盖在下伏沉积的不整合地形之上， 反映均匀， 低能量的， 与水底地形无关的沉积作用。往往出现在礁、盐丘、泥岩刺穿或其它古地貌单 元上。 3.楔形： 反映快速不均匀下沉作用， 往往出现在同生断层的下降盘， 如大陆斜坡侧的三角洲、 浊积扇或海底扇、扇三角洲沉积中。 4.滩状：一般出现在陆架边缘、碳酸盐岩台地边缘和滨岸沉积中。 5.透镜状：中部厚度度大，向两侧尖灭，一般出现在古河床、沿岸砂坝和斜坡沉积中。 6.丘形：一般出现在水下扇、三角洲朵叶、重力滑塌体、碳酸盐岩岩隆（礁和滩）中或沉积 背斜发育地带。 11、深海重力流 1、简介：通常称为高密度流(dense flow), 在重力作用下，沉积物不稳定而移动 ? 带动水 介质运动 ? 水介质与沉积物充分混合，进而形成富含沉积物的流体。这种流体活动通常具 有突发性和间歇性，是一种灾变事件。 2、搬运作用类型 根据沉积物块体内部的解体程度，可依次将水下块体至重力流搬运作用区分为：岩崩 －滑动和滑塌－沉积物重力流的一系列过程。 3、重力流的类型及沉积特征 按沉积物的支撑机理，重力流可分为四种类型： (1)浊流： 是深海中最常见、 分布面积最广的一种重力流， 可以在极缓的斜坡 （小于 1°） 上流动。流体内的沉积物由湍流的向上分力所支撑，并使沉积物持续地悬浮于流体中。 (2)液化流：沉积物颗粒间孔隙流体的向上流动而支撑沉积物。在富含液体（水）的松 散沉积物中，当孔隙流体压力超过静水压力时，颗粒保持悬浮状态，就象流沙一样。 液化流可以在 2－3°的斜坡上流动。流动过程中，孔隙流体因不断向上流出而减少， 超孔隙流体压力也迅速消耗，液化流便开始沉积，从下而上“冻结”直到完全固化。液化流 因粘度高，不可能产生牵引构造。深海沉积中，液化流分布不广，一般仅局部发育。 (3)颗粒流：由于沉积物颗粒之间的相互碰撞作用而支撑颗粒呈悬浮状态，在重力作用 下流动。该概念很大程度上源于实验室工作，尚缺乏自然界的实际模式。该类型的发育需要 很大的坡度（18－37°） (4)碎屑流：可以在 1 °或 2 °的斜坡上流动基质支撑沉积物颗粒，使砂、砾级悬浮于 其中而在重力作用下进行搬运。 4、浊流层序——鲍马序列 一次浊流事件形成的沉积层在平面上一般为向外呈扇状散开的朵状体。 随着浊流的扩散，距离增大，浊流强度不断减弱，粗粒沉积物不断沉积下来，流体中的 沉积物粒度逐渐变细。 海水对流体的稀释作用也随时间和流动距离增大而增强， 浊流密度也 逐渐变稀，流层厚度也逐渐变小。深海块状泥岩水平纹理砂质泥岩 波状、卷曲纹理粉砂岩 平行层理砂岩块状、递变层理段从而，一次浊流事件形成一个特有的层序——鲍马序列。 5、海底扇 在大多数陆坡下部的海底峡谷外的深海底， 都有规模巨大的扇状沉积体——海底扇。 包 括上扇（内扇） 、中扇和下扇（外扇）三个组成部分。上扇：呈上凹的断面形态，发育有一个直或弯曲的主扇谷，谷两侧发育天然堤。 中扇：呈上凸的断面形态，主扇谷分裂出许多曲流状或网状的分流水道，活动或废弃频 繁，水道轴部可深达几十米，宽达 1km。中扇下部，水道末梢发育沉积朵体。 下扇：具有上凹的断面形态，地势平坦，具有许多没有堤的小水道。 浊流之外的其它块体－重力流沉积主要限于上扇环境。如斜坡基部和峡谷中发育的滑 塌、泥石流及可能的颗粒流沉积。沉积物分布：从扇根到扇端为滑塌沉积物、碎屑流沉积物、液化流、颗粒流沉积物→近端浊 流（高密度浊流）→末梢浊积岩（低密度浊流）三、论述题1、叙述箕状断陷盆地沉积相分布的一般规律 断陷型湖或裂谷型湖多分布在断陷盆地的各个凹陷内，其构造活动以断陷为主，横剖 面呈两侧均陡的地堑型或一则陡一侧缓的箕状型[如图 9 - 50 (a)所示]。陡侧为正断层，断层倾角高达 30 ~ 70 ，落差几千米，具有同生断层的性质；缓侧一般 为宽缓的斜坡。箕状期盆内部可分为陡坡带、缓坡带和中部深陷带，沉降中心位于陡坡带坡 底， 沉积中心位于中部偏陡坡侧。 凹陷内部还有主干断层控制次级沉积中心和水下隆起分布。 我国东部古近纪的一些含油气盆地，如渤海湾盆地、南襄盆地、江汉盆地、苏北盆地等，均oo属于断陷湖泊，并以箕状居多，多数具有大陆边缘裂谷性质，少数为山间小断陷湖泊。我国 中部、西部内陆的一些断陷湖泊多属山间或山前的小断陷湖泊，其多沿区域大断层分布，往 往位于次一级断层与主断层的交汇处。 坳陷型湖泊及其所在的沉积盆地以坳陷式的构造运动为特点，表现为较均一的整体沉 降，湖底的地形较为简单和平缓，边缘斜坡宽缓，中间无大的凸起分割，水域统一形成一个 大湖泊[如图 9-50 (b)所示]。沉积中心与沉降中心一致，接近湖泊中心，但在演化过程中 略有迁移。在坳陷型湖泊中，粗粒和富含碎屑的相带将集中分布于湖泊边缘，而较细的沉积 物则发育于碎屑沉积物非补偿的盆地中心区域（如白垩纪的松辽盆地） 。 前陆型湖泊是指沿造山带大陆外侧分布的沉积盆地， 分布于活动造山带与稳定克拉通之 间的过渡带[如图 950 (c)所示]。 在山前出现强烈沉降带， 向克拉通方向沉降幅度逐渐减小， 沉积底面呈斜坡状。自近造山带向克拉通可分为冲断带、沉降带、斜坡带和前缘隆起，沉积 剖面呈不对称箕状。 2、潮坪环境的主要沉积构造特点（P372-P374） 一、潮坪环境及其沉积特征 潮坪环境实际上是一个综合沉积体系，由潮上、潮间、潮下三种亚环境组成，而且它们 还可以分别被进一步划分成更次一级的环境。 潮上带：属于正常平均高潮面以上的、大潮及风暴潮所能作用的地区；潮间带：位于平 均高潮面和平均低潮面之间的地带，它们一天一次或两次出露水面；潮下带：平均低潮面以 下至潮道所不能作用之间的地带，几乎很少出露水面。所以暴露构造，尤其是干裂，是潮坪 环境的重要鉴定标志。此外，由于碳酸盐所特有的易溶性质，暴露和大气水淋滤作用常常使 干裂 V 字型边缘圆化，致使岩层中形成“香肠”构造。 在潮坪沉积中另外一种重要的特征是隐藻类生长所形成的藻席，它们是生长在沉积 物顶面上的蓝绿藻的胶状到革状的席片， 可出现在整个潮间带。 隐藻叠层石及其发育序列可 构成鉴别潮坪序列和模式的另一个重要标志。 1．潮上带：由于长期出露水面、海水蒸发量大、盐度高，水流循环受限制、受气候影 响比较大，所以可产生许多暴露标志、碱化标志或淡化标志。 此带可形成由风暴潮形成的纹层， 在横向上可以追索几十米， 在垂向上往往与富有机质 黑色藻席层纹交互组成。除外，层纹石构造比较常见。它们是由暗色富藻层与浅色富屑层交 互组成的不规则到平整的亚毫米级纹层。 此带往往发育一些特有的沉积构造。如由于硬石膏及石膏遭受溶解而形成的膏溶角砾 岩；因暴露形成干裂多边形，并因此而产生扁平状的内碎屑或角砾；各种硬石膏及石膏受到 压实作用以后可以出现鸡笼铁丝构造或结核状和串珠状构造，它们彼此溶合可形成肠状构 造；由于水化、晶体生长和岩石膨胀常形成帐蓬构造。 其它常见的还有鸟眼构造、窗格构造、根模、土壤层和受淡水作用形成的钙结层。如 果处于更加潮湿气候条件下，还可出现煤线（层） 。潮上带的生物组合以门类极其单调、数 量稀少为特征，仅见蓝绿藻、介形虫碎片。遗迹化石的垂直钻孔也比较常见。 2．潮间带： 此带潮汐流往复作用明显。主要沉积的岩石为球粒泥晶灰岩，或生物屑 泥晶灰岩和细砂屑灰岩。 其它还可见到在准同生阶段形成的微晶白云岩， 甚至还有细晶白云 岩，偶见褐煤及磷酸盐。 此带水动力能量由弱到中等，变动频繁，常见不规则的毫米级至厘米级的纹层，以及 透镜状、波状和脉状组成的潮汐层理。由于潮间带上部经常出露水面，其沉积物中也可出现 一些暴露成因的构造，如干裂、极浅水波痕和扁平状砾屑等。蓝绿藻成因的叠层构造常呈半 球状或柱状。 此带中最常见的是窗格构造和鸟眼构造， 以及由于纹层状沉积物脱水收缩形成 的席状裂隙。如果此席状裂隙后期充填亮晶方解石，则因其外表类似斑马花纹，而被称为斑马构造。 3、扇三角洲形成的地质条件 1）、古构造 造山运动强烈地区,大型冲积扇受山前大断裂控制,有多个山口地带可形成冲积 扇群。山前大断裂带对其形成有控制作用. 区域性挤压或拉张都可形成一定规模的断陷盆地,而且边界大断层对湖盆发展演 化有很强烈的控制作用,另外,地震,火山作用对湖底扇的形成也有很强烈的控制作 用. 2）、古水流 阵发性洪水,陆上牵引流与重力流双重水流机制. 靠近山区坡降大,水流急,能量大,陆上和水下牵引流和重力流双重水流机制。洪 水型,滑塌型或火山喷发型重力流水流机制.4、含油气盆地沉积学研究目的和方法研究目的： 含油气盆地沉积学是运用沉积学的理论和方法， 研究盆地中沉积岩体的充填特征、 层序特征、岩石学特征、沉积相特征及其不同时期的演化，与烃源岩、储集岩和封闭岩成因 关系及其在三度空间上分布规律和预测， 从而为油气勘探和开发实践提供科学依据的一门基 础和实践性的学科。 一、含油气盆地沉积学所要解决的问题： 1.利用现代多学科理论和技术研究和对比不同类型沉积盆地的沉积 发育特征、沉积相带（沉积体系）的时空分布规律。 2.有效烃源岩的时空分布范围（生油凹陷） ； 3.烃源岩邻近的砂体或其它具有孔渗性岩体的预测和储集性能评价； 4.沉积体与圈闭（构造或岩性）的匹配关系； 最终目的：科学、有效地指导油气勘探和开发！ 含油气盆地沉积学的研究方法 1. 野外工作方法：野外填图、露头调查、剖面测量和样品采集； 2. 室内工作方法：资料和数据整理、薄片观察、粒度统计、分析测试、地震解释（属 性反演） 、图件编制； 5、物源及古水流分析方法 物源分析方法 1．根据砂砾岩的组构特征及其分布 查明砂砾岩的粒度、成分、厚度及其百分含量变化，是确定物源方向的基本手段。砾岩 主要分布在盆地边缘，接近于物源区。砾石成分可直接反映物源区母岩成分。根据砾石优选 方位。可恢复搬运介质类型和水流方向。物源方向与古水流方向常常是一致的。砾石组构特 征的取得，是在地层划分和对比基础上，野外进行系统测量，室内进行数理统计、制图，最 后综合分析作出判断。这一研究方法属于岩组学范畴。 同理，研究砂层中的流水型斜层理，依岩组学方法，亦可有效地获得古水动力条件及物 源方向的资料。 浊积岩中的槽模、沟槽，风暴岩中的渠模和钵模（pot casts） ，宏观和微观下平行层理 中的剥离线理以及其它长形颗粒的优选方位等，均可做为恢复古水流流向及判断物源的依 据。 进入 80 年代以来， 逐步推广使用的地层倾角测井亦可间接提供古水流流向方面的资料。 砂岩的分布虽与砾岩有相似之处，盆地边缘靠近主要物源区砂岩最发育，向盆地内部变薄减少。但其分布远较砾岩广泛，实际意义更大。 砂岩中碎屑组分及其含量变化的研究是有意义的。其中最多的是石英，次为长石。统计 和分析长石和石英的含量变化，对恢复物源方向、判定储集性能，均有一定作用。 岩屑是母岩类型的直接标志，一般主要集中在砾岩中。我国中、新生代内陆湖相盆地发 育，由于盆地较小，碎屑物质搬运距离短、沉积快，岩屑亦可达较高含量，长石和石英的含 量变化反而不明显。所以，对于一些中、小型断陷式盆地，结合具体情况，应用岩屑类型及 含量变化，恢复母岩性质及物源方向较有成效 综合应用砂岩中的各种组分， 编制砂岩类型分区图， 也有助于恢复母岩性质及物源方向。 母岩区长石和岩屑增加， 石英相对减少， 为岩屑砂岩和长石砂岩类向盆内逐渐过渡为石英砂 岩类，明显的变化方向即为物源方向。 为了提高对轻矿物组分的应用， 薄片下应注意下述十种端元组分的统计： 单晶石英 （Qm） ， 复晶石英颗粒、包括隧石（Qp） ，石英（Q＝Qm＋Qp） ；斜长石颗粒（P） ，钾长石颗粒（K） ， 长石（F＝P＋K） ；火山岩和变质的火山岩屑（Lv） ，沉积岩和变质的沉积岩屑（Ls） ，不稳定 复晶岩屑（L＝Lv＋Ls） ，复晶岩屑颗粒（Lt＝不稳定的 L 十稳定的 QP） 。依上述组分含量， 编制 QFL，QmFLt，QpLvLs 及 QmPK 等三角图，再依此编制平面图，扩大了砂岩中轻组分在恢 复母岩成分和判断物源方面的应用。 2．根据碎屑重矿物组合及其分布 利用碎屑重矿物组合及含量变化， 追索物源和恢复母岩早已被广泛应用。 尤其对世界上 的第三纪盆地是最有效的。 特别是电气石和锆石在各时代砂岩中均有分布， 只要细心研究一 定能够提供母岩和物源方面的资料。还有 ZTR 指数，即锆石、电气石、金红石的总数，作 为重矿物组合成熟度的一个度量，应用也是很有效果的。 稳定重矿物抗风化能力强、分布广，远离母岩区含量相对升高；不稳定重矿物抗风化能 力弱、 分布不广， 远离母岩区相对减少。 通过分析稳定和不稳定组分在平面上的分布和变化， 可恢复物源方向及母岩性质。还可以搞清各河流沉积体系的分布范围、扩散方向。同一河流 体系所控制沉积范围，其重矿物含量等值线作连续变化。当出现多河流体系叠加时，常发生 明显不连续现象，如我国一些中、新生代盆地的大型复合砂岩体。 另外，由于洪水、滑塌和风暴等事件的发生，也会改变陆源组分正常分布和变化规律， 甚至出现反常现象，对此应加强再搬运组分及其分布规律的研究。 利用碎屑重矿物中的稳定组分与不稳定组分的含量比值， 即所谓稳定系数， 或古地理系 数，通过对该系数变化规律分析，更有助于查明物源，明确古地理条件，较之用单一矿物含 量变化效果更好些。 不同气候和古地理条件下的沉积物，稳定系数变化较大。风化不彻底的快速堆积区，稳 定系数较小； 反之， 则比较大。 一般说海相沉积比陆相沉积古地理系数大。 即使同一沉积区， 因不同时期的水进和水退变化造成稳定系数也有较大差异。 以碳酸盐岩为主的海相地层， 因其中陆源碎屑组分含量很低， 恢复物源及母岩性质常常 很难，解决此问题较有效的方法就是提取其中的酸不溶组分，或通称不溶残余组分，包括少 量粉一细砂及粘土物质。提取其中不溶组分后，鉴定成分，划分出稳定和不稳定组分，并求 得稳定系数，编制等值线图，对其变化进行分析，亦能较好地获得物源及古地理等项资料。 3．物源的综合分析 综上所述，恢复物源方向、确定物源区位置和母岩性质不仅限于上述手段及方法，结合 地区特点和取得资料的不同，还会有所增减。归纳之，在我国一些陆源碎屑含油盆地的岩相 古地理研究中，不外从下述方面进行物源综合分析： （1）母岩性质：直接依据是砾石成分、砂岩中的岩屑、重矿物组合、轻重矿物的标型 特征以及石英颗粒的阴极发光特征等。间接资料是重力、磁力和电法等物探资料。（2）物源方向及母岩区位置：直接依据是砾石排列、流水型斜层理、不对称波痕、槽 模、 沟模等构造标志。 统计分析资料是砂， 砾岩的发育程度及其分布， 重矿物组合及其分布， 轻、 重矿物组合的含量变化等。 地震上的前积反射结构及倾角测井已广泛应用于古流向的恢 复中。 （3）物源类型 根据资料完善程度将物源分为三种类型： 主要物源：几种资料符合程度好，影响范围大，持续时间久；次要物源：几种资料基本 符合，少数不甚一致，影响范围小，持续时间较短；推测物源：几种资料符合差，或资料不 足，根据不足者。 4．编制物源综合图 物源综合图是物源分析的总结性图件。重点是选择样品多、分布广、能说明问题、有代 表性的几种主要资料叠加后编制的。 14－9 是在图 14－7 的基础上编制的， 图 母岩区各种岩 性表示得比较细致，其中结合了物探资料。除物源方向外，还表示了砂体及砂岩富集区，为 分析储集条件奠定了基础。 古水动力条件的分析 古水动力条件系指沉积时期的波浪和水流的运动状况， 此项研究是重建水流体系的重要 内容和有效手段之一。 1．根据定向构造 不同类型的斜层理可以用来测量古水流方向。 只有一个优选方向系单向水流所致， 有两 个优选方向是周期性变化所致。波痕的情况较为复杂。震荡波痕的走向大致与岸线一致，不 对称波痕与水流方向垂直，其陡坡倾斜方向与水流一致。 一般认为浊流成因的底面印模构造（沟模、槽模等）在区域上是稳定的。槽模不仅能可 靠指示古水流方向，更重要地说明它是浊流冲刷侵蚀作用形成的。沟槽与槽模伴生时，能更 加可靠地指示古水流方向。 它们指示的水流方向常与构造线一致。 湖相浊积岩也有发育的槽 模和沟模构造，不过常为其它类型底面印模构造所复杂化，如重荷模构造。利用砾石排列分 析古水流已取得较好效果（图 14－10） 。但资料的取得常受自然条件的限制。在砂岩中用定 向薄片测定长形砂粒的定向性， 亦可用来推断水流方向。 该成果不仅有助于恢复盆地内的古 水流方向， 对于了解广布于中、 新生代含油气盆地中的砂岩储集层的分布规律亦有重要意义， 尤其是对那些几乎主要由粉一细砂岩组成的深水相砂岩储集层的分布实际意义更大。 许靖华 （） 研究美国文图拉盆地上新一更新世浊积砂体的分布规律时， 就主要是根据测 定长形砂粒的定向分布而确定的，并发现该时期砂流的搬运方向与盆地长轴方向是一致的。 该研究成果指导了文图拉油田的勘探。根据我们的经验，由于砂粒小，方位稳定性差，一般 应测 300－400 个颗粒以上。图 14－11 为东濮凹陷下第三系沙三段浊积砂岩中的定向组构， 示轴向沉积物重力流流向。 长形的生物化石，例如箭石类的鞘、原始头足类、竹节石、树干等也可作为测量古水流 方向的研究对象（图 14－12） 。在我国东部中、新生代含油盆地中，普遍见分布在粉一细砂 岩和暗色泥岩中的长形碳化植物茎或叶的碎屑， 沿层面密集定向分布， 这也是定向古水流所 致（图 14－13） ，上述长形颗粒或组分多属定向水流中的再沉积组分。 2．根据结构及成分的变化 利用碎屑的粒度、圆度、球度和成分变化恢复古水动力条件，通常与物源分析是同时进 行的，但前者研究范围要广泛得多，它牵涉到各种沉积环境的水动力条件恢复。尤其是分布 于覆盖区的沉积盆地常更多地利用这方面资料恢复古水动力系统。 一般规律是：碎屑颗粒粒度随搬运距离加大而变小，圆度随搬运距离增加而增大。同粒 级、同成分碎屑的球度，在某些情况下也可以作为古水流方向的标志，但由于其成因的复杂性，使用价值有限。 碎屑组分（尤其是重组分）的分散晕不仅有溯源价值，而且也是古水流方向的标志。在 中、 新生代盆地得到广泛应用。 例如利用重矿物分散晕恢复东营凹陷沙二段时期的古三角洲 的水流体系就是一个很好的实例。 3．根据孢粉资料 孢粉含量变化可作为搬运距离的标志。 同种孢粉等值线与沉积走向一致， 其含量递减方 向即为古斜坡方向。这种方法对于缺乏水流标志的泥质沉积物，经常更有意义。 孢粉带人水盆的主要营力是流水和风，河口处孢粉浓度大，无河口的沿岸地区则很低。 东营凹陷沙三上时期，南坡乔木植物花粉占优势，占孢粉总量 90％以上，这与南坡水系来 于鲁西隆起的生长大型乔木地区有关。 北部永安镇一胜坨等地区， 藏类孢子及草本灌木花粉 增多，而乔木花粉相对降低，这与北部水系来自陈家庄凸起较广泛发育草本灌木有关。两片 之间的东营一辛镇地区，泡粉组合介于过渡类型。 4．根据厚度变化 一般情况下，地层厚度变化是沉降幅度的指标，与古水流方向关系不甚密切。但是碎屑 岩单层厚度的变化往往与粒度的变化相一致，而有指示古水流意义。在冰碛层、火山灰流和 浊流沉积中应用效果较好。 我国一些中、 新生代沉积盆地砂层等厚线变化一般都能反映古河 流体系的范围和主要扩散方向。 各油田不同比例尺、 不同范围的地层或砂层厚度图应得到充 分应用，如再辅之以倾角测井资料，在恢复单砂层组的古水流方向时，会有较好效果。 5．编制水流体系图 图 14－14 是根据直接测量结果编制的， 它为我们提供了一个现代湖盆水流体系的模式， 研究古代内陆湖盆也值得借鉴。 图 14－15 是大庆油田综合多年来大量的勘探成果编制的古水流图。诸如重矿物组合、 轻矿物组分、标型特征、粒度参数等，还应用了微量元素、有机碳、还原硫、三价铁等项资 料。 总之，古水流条件对于古地理和古构造研究都是必不可少的，但难度也较大，要从多方 面进行综合分析。虽然古水流的局部变化是复杂的，但从总体来看又是有规律可寻的。由于 构造运动的继承性，古斜坡或古水系也有一定的稳定性和继承性。我国东部众多的中、新生 代古湖泊的研究结果表明， 主要古水系大部分是沿盆地长轴分布的， 次要古水系沿短轴分布。 由于水体温度、含盐度和相对密度的差异，湖泊中有表流、中间流和底流。古湖泊中各种水 流控制砂体的展布。 6、曲流河沉积体系的亚相环境及基本特点 l.河床亚相 河床是河谷中经常流水的部分，即平水期水流所占的最低部分。其横剖面呈槽形，上游 较窄，下游较宽，底部显示明显的冲刷界面，构成河流沉积单元的基底。 河床；亚相又称为河道亚相或底层亚相。其岩石类型以砂岩为主，次为砾岩，碎屑粒度 是河流相中最粗的。层理发育，类型丰富多彩。缺少动植物化石，仅见破碎的植物枝、干等 残体，岩体形态多具有透镜状，底部具有明显的冲刷界面。 河床亚相进一步划分为河床滞留沉积和边滩沉积两个微相。 (1)河床滞流沉积 从上游搬运来的以及就地侵蚀的物质， 细粒的被带走， 粗粒物质被留下堆积成不连续的 透镜体，称为河床滞流沉积。其成分复杂，既有陆源砾石，也有河床下伏早期沉积未固结而 再沉积的同生泥砾，砂、粉砂极少。砾石呈叠瓦状排列，倾斜方向指向上游。砾岩难以形成 厚层，呈透镜状断续分布于河床最底部，向上渐变为边滩或心滩沉积。 (2)边滩沉积边滩又称为“点砂坝”或“内弯坝” ，是曲流河区别于其他类型河流的重要特征，是河 床侧向侵蚀、沉积物侧向加积的结果。沉积物以砂为主，混有砾、粉砂和粘土，成熟度低， 不稳定组分多，长石含量高，其层理类型主要为水流成因的大、中槽状或板状交错层理，间 或出现平行层理。垂向上，自下向上具有层理规模变小、粒度由粗变细的正韵律（如图 9 31 所示） 。在古代曲流河沉积中，这种完整的垂向层序因侵蚀而发育不全，尤以上部细粒层 序难以保存。 边滩沉积的厚度近似于河床的深度， 小型河流边滩的厚度仅数米， 大型河流的边滩厚度 可达 30~40m;边滩的宽度取决于河流的大小及侧向迁移的规模。大型河流边滩发育宽阔，小 型河流则相反。 (3)侧向侵蚀与侧向加积作用 河流侧蚀作用不断掏挖河床两侧的谷坡，使谷坡后退，谷底加宽（如图 9-32 所示） ，最 终引起河床的左、右迁移。引起侧蚀作用的主要原因是河流弯曲所致，另外科里奥利 (Corioris)力的作用可使河流的一侧侵蚀加强。 1)科里奥利力的作用。科里奥利力是一种假想的力，是由地球自转引起的，又称为地转 偏向力。其作用使得地球上一切运动着的物体，都将产生运动方向上的偏离，北半球向右偏 离，南半球向左偏离（如图 9-33 所示） 。 流向近于南北向的河流， 在科里奥利力的作用下， 北半球河流的侧蚀中的水流总是偏向 右岸，南半球总是偏向左岸。北半球的河流如由南向北流动，因低纬度处的水体有较大的自 西向东的线速度（由地球自转引起） ，水体向北流向线速度越来越小的高纬度区，产生一个 北东方向的超前力，冲蚀右侧河岸。如由北向南流动的河流，右岸的线速度越来越大，有一 个增大的阻滞力，因而右岸的被侵蚀。南半球与北半球关系正好相反，左岸受到侵蚀。 由于科里奥利力较小， 而且河道曲折多变不会永远保持南北向， 因而对侧蚀作用影响不 是很大。 2)弯道环流作用。在河道的弯曲处，主流线因惯性而偏向凹岸（如图 9-29 所示） ，在凹 岸一侧产生壅水（如图 9-34 所示） ，使水位高于凸岸。在河床横断面上，凹岸水体承受的压 力大于凸岸， 这种压力的不平衡产生了从凹岸流向凸岸的底流和从凸岸流向凹岸的表流， 构 成了连续螺旋形前进的单支横向环流。表流是强烈下降的辐聚水流，惯性力强，对凹岸起着 强烈冲刷侵蚀作用； 底流是辐散水流， 它携带由表流对凹岸侧向侵蚀形成的沉积物流向凸岸， 并在凸岸堆积下来。 随着凹岸的侧向侵蚀加剧， 凸岸出现持续的沉积物侧向加积作用而形成 边濉（如图 9-34 所示） ，导致河流不断地侧向迁移。 我国长江中、下游总体是由西向东流动的，但在有些地段，河道极度弯曲，常发生左、 右摆动，其中的一些河段为由南向北，另一些河段为由北向南，这时除上述弯道环流的作用 外，又有科里奥利力的叠加，使河床摆动更加迅速。 河流侧向侵蚀和侧向加积作用的第一个直接结果是使河谷谷底不断拓宽； 第二个结果是 使河床的曲度增加，辗转流动于开阔的谷底上（如图 9 - 35 所示） ，形成一个曲流带；第三 个结果是相邻两个凹岸会逐步靠近， 而且可以使河道发生截弯取直现象， 原先的旧河弯被废 弃形成牛轭湖或演化为沼泽。 2.堤岸亚相 堤岸亚相在垂向上发育在河床沉积的上部，届河流相的顶层沉积。与河床沉积相比，其 岩石类型简单， 粒度较细， 小型交错层理为主。 可进一步分为天然堤和决口扇两个沉积微相。 (l)天然堤 洪水期河水漫过河岸时携带的细、粉砂级物质沿河床两岸堆积，形成平行河床的砂堤， 称为天然堤。 天然堤两侧不对称， 向河床一侧坡度较陡。 每次随洪水上涨， 天然堤不断加高， 最大高度代表最高水位。 弯曲河流的凹岸天然堤一般发育较好， 凸岸天然堤逐渐变为边滩的上部，尤其在较小河流中，天然堤和边滩上部交互出现，很难分开。 天然堤主要由细砂岩、粉砂岩、泥岩组成，粒度比边滩沉积细，比河漫滩沉积粗，垂向 上突出的特点是砂、 泥岩组成薄互层。 层理构造以小型波状交错层理、 槽状交错层理为特征， 其垂向序列是下部砂质岩发育交错层理，上部泥质岩则发育水平纹层（如图 9 - 36 所示） 。 由于间歇性出露水面，钙质结核发育，泥岩中可见于裂、雨痕、虫迹以及植物根等。岩体形 态沿河床两侧呈弯曲的砂垄。随着河床迁移，天然堤不断扩大、增长，形成覆盖边滩之上的 盖层，使天然堤岩体呈面状分布。 (2)决口扇 河床随沉积物迅速增厚而升高，最后反而高出旁侧的河漫滩，洪水期河水冲决天然堤， 部分水流由决口流向河漫滩，砂、泥物质在决口处堆积成扇形沉积体，称为决口扇。其位于 河床外侧，与天然堤共生。 决口扇沉积主要由细砂岩、 粉砂岩组成。 粒度比天然堤沉积物稍粗。 具有小型交错层理、 波状层理及水平层理，冲蚀与充填构造常见。常有河水带来的植物化石碎片。岩体形态呈舌 状，向河漫平原方向变薄、尖灭，剖面上呈透镜状。 3 河漫亚相 河漫亚相是平原河流的亚相类型，位于天然堤外侧，这里地势低洼而平坦，洪水泛滥期 间，水流漫溢天然堤，流速降低，使河流悬浮沉积物大量堆积。由于它是洪水泛滥期间沉积 物垂向加积的结果，故又称为泛滥盆地沉积。 河漫亚相沉积类型简单，主要为粉砂岩和粘土岩。粒度是河流沉积中最细的，层理类型 单调，主要为波状层理和水平层理。平面上位于堤岸亚相外侧，分布面积广泛；垂向上位于 河床或堤岸亚相之上， 属河流顶层沉积组合。 根据环境和沉积特征， 可进一步划分为河漫滩、 河漫湖泊和河漫沼泽三个沉积微相。 (1)河漫滩 河漫滩是河床外侧河谷底部较平坦的部分。平水期无水，洪水期水漫溢出河床，淹没平 坦的谷底，形成河漫滩沉积。河漫滩的发育与河谷的发育阶段有关。河谷发育初期，即河流 幼年期，以侵蚀下切为主，河谷呈“V”字形，且主要为河床所占据；河谷发育的中后期， 即壮年和老年期，河流以侧向侵蚀为主，河谷加宽，河床在河谷中仅局限于较窄的部分，这 时，河漫滩才能较好地发育（如图 9-35 所示） 。 河漫滩沉积以粉砂岩为主，亦有粘土岩的沉积。平面上距河床越远粒度越细，垂向上有 向上变细的趋势。波状层理和斜波状层理（洪水层理）为主，可见水平层理不对称渡痕。河 漫滩间歇出露水面而在泥岩中保留干裂和雨痕。化石稀少，一般仅见植物碎片。岩体形态常 沿河流方向呈板状延伸。 (2)河漫湖泊 河漫湖泊是河覆平原上最低的部分。 在平原区的弯曲河流中， 当河床在一个比河岸两侧 地形高的“冲脊”上流动，洪水期河水漫溢至河床两侧河漫滩上，洪水期后，低洼地区就会 积水，形成了河漫湖泊。 河漫湖泊以粘土岩沉积为主，并有粉砂岩出现，是河流相中最细的沉积类型。层理一般 发育不好，有时可见到薄的水平纹层。泥岩中泥裂、干缩裂缝常见。干旱气候条件下，地下 水而下降， 表而急速蒸发， 常形成钙质及铁质结核。 在潮湿气候区的河漫湖泊中， 生物繁茂， 可形成丰富的有机质沉积，并可保存较完整的动植物化石。在气候干旱地区，蒸发量增大， 河漫湖泊可发展成盐湖，形成盐类沉积。 (3)河漫沼泽 又称为岸后沼泽。 它是在潮湿气候条件下， 河漫滩上低洼积水地带植物生长繁茂并逐渐 淤积而成，或是由潮湿气候区河漫湖泊发展而来。河漫沼泽与河漫湖泊沉积特征有许多共同之处。所不同者，是前者可有泥炭沉积。如新 疆某地第三系河漫沼泽沉积中就有厚数十厘米的泥炭层沉积。 在河流迅速侧向迁移的情况下， 天然堤发育不良， 洪水泛滥可形成广阔平坦的河漫沉积 区，沉积物不仅有泥质，而且有大量砂质沉积，这时堤岸亚相与河漫亚相已无什么区别，故 统称为泛滥平原沉积。 4.牛轭湖亚相 弯曲河流的截弯取直作用使被截掉的弯曲河道废弃， 形成牛轭湖。 截弯取直作用可有两 种情况：其一是随着河流的弯度愈来愈大，形成很窄的“地蛱” ，这时可由一次特大洪水作 用冲掉“地峡” ，使河道取直，称为“曲颈取直” ；其二是沿着冲沟冲刷出一个新河床，使河 道取直，称为“冲沟取直” ，有人也称为“串淘取直” （如图 9-37 所示） 。 牛轭湖沉积主要为粉砂岩及粘土岩。粉砂岩中具交错层理，粘土岩中发育有水平 层理。常含有淡水软体动物化石和植物残骸。岩体呈透镜状，延伸最大可达数十公里， 厚可达数十米。
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