陆相沉积的主要类型

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(一)冲积扇相

1.冲积扇的一般特征

冲积扇是由洪水携带山区的物理风化产物从狭窄的山谷流出山口，坡度急剧变缓，洪水散流，流速变慢，水中携带的石块和泥砂很快在山口附近堆积下来，形成以山口为顶点的扇形沉积物(图6－3)。冲积扇一般分布于山脉与平原交接的部位，此外，又常是同生断裂所在处，山区不断上升剥蚀，可供给丰富的碎屑物质，平原不断下降可以接受很厚沉积物，因而常在山麓前形成多个互相衔接的冲积扇群，延伸可达几十到几百千米，厚几百到上千米。我国有部分冲积扇可从山口向前一直延伸到湖岸或海岸区，形成沿岸发育的冲积扇或扇三角洲。

2.冲积扇沉积相划分和特征

扇根亚相 位于山口，分布范围狭窄，但厚度巨大(图6－3)，主要由陡坡型辫状河和泥石流沉积的粗碎屑岩组成。

图6－3 典型的冲积扇相模式(据Spearing，1974)

扇中亚相 扇中是冲积扇的主体组成部分，分布范围大，但厚度较扇根减薄，由辐射状分流的辫状河道、泥石流、筛积物和水道间漫流带组成，其中筛积物是扇中亚相的标志性产物。

扇端或扇缘亚相 位于冲积扇外围与冲积平原呈过渡关系的低洼部位，由间歇发育的辫状河、片泛、湖泊和干盐湖或风成沙丘组成。

3.古代冲积扇相沉积的主要鉴别标志

1)冲积扇多形成于干旱、半干旱气候、氧化环境，故沉积物常呈红色，以碎屑物质为主，粒度冲积扇一般被划分为扇根、扇中和扇端或扇缘3个亚相主要特点为粒粗，分选差，岩性变化大，可有少量盐类及碳酸盐矿物。动物化石稀少，但砾石中可含有老地层中的化石，它不能代表冲积扇形成期的化石，而是指示物源区位置和母岩区地层年代的标志。

2)冲积扇的扇根和扇中，多具陡坡型辫状河体系，搬运和沉积作用均是阵发性和暴发性的，故搬运介质较复杂，既有牵引流又有重力流。其沉积物可由厚的河流沉积物和粗的泥石流沉积物，或由水携沉积物、筛积物和泥石流沉积物组成，河床充填沉积物少，可见其沉积物粒度差别很大。

3)沉积物主体呈长/宽比约为5～20的板片状外形，称为片状(片流)沉积物。

4)泥石流沉积主要发育在扇体的上部，向扇缘渐少。

5)自扇顶顺坡向下，碎屑物粒度逐渐减小，剖面上具有向上变细的结构(图6－4)。

图6－4 冲积扇剖面结构

6)切割－充填构造主要发育在扇顶附近，坡脚附近少见，一般不具层理，可见波痕、干裂、雨痕等暴露标志。

7)冲积扇的各种沉积类型(如片流沉积、筛积物、泥石流及河床充填物)，其搬运沉积的水动力条件很不相同，因而它们在厚度上、碎屑粒度上及分选性上变化很大，很不相同。

8)冲积扇与河漫滩或湖泊相等沉积环境的沉积物常呈超覆接触或舌状交错接触。

9)冲积扇的水流模式呈辐射状，主流水方向为辐射状。

川西安县一带上侏罗统境莲花口砾岩厚达近千米，即由一连串的冲积扇沉积物组成。

(二)河流相

河流相沉积常与某些大型油气藏有关，也常产有铀、金、金刚石、水晶、独居石、刚玉、钨、锡、铂等矿产，因此，近年来对河流相沉积的研究非常深入，在认识上有很大的发展，主要是通过对现代河流沉积物的研究和室内水槽模拟试验，对河流作用的机理和所形成的沉积物的结构、构造、粒度、组分等有深入的了解。以将今论古的方法说明古代河流相沉积物是广泛存在的，并且厚度可以很大(多阶性)、分布面积可以很广(河床侧向迁移)，不一定成薄层的长条带状分布。

图6－5 四种类型的河流平面形态特征(据B.R.Rust，1978;Miall，1997)

按河流河道的平面形态等特征，把河流分为带状河流、蛇曲河流及平直河流三类，但自然界平直河流很少，下面以曲流河为例介绍河流沉积相沉积的主要特征。

1.河流的分类

河流的类型主要利用曲率来划分的，所谓曲率系指河道长度与河谷长度之比。当曲率>2.0时，为曲流河;曲率=1.3～2.0时，为顺直河;曲率<1.3时，为辫状河。河流的分类方案意见较统一(表6－2)，本教材采用Rust(1978)和Miall(1997)的四分方案，图6－5为四种类型的河流平面分布特征。

表6－2 几种通用的河流类型划分方案

2.河流沉积相划分和特征

以曲流河为例，河流相沉积一般可划分出以下几个亚相和微相(图6－6)。

图6－6 曲流河沉积模式和沉积相划分

(1)河床亚相

属于河流下部旋回沉积，发育有以下4个沉积微相:

河床滞留微相 从上游搬运来的与就地侵蚀来的物质，细粒被冲走，粗粒物被留下堆积在河底，即为河床滞留沉积。其成分复杂，砾石多、砂多，可有泥砾和硅化木。砾石可呈叠瓦状排列，最大扁平面倾向上游。一般厚度不大，呈断续的透镜状位于河流沉积物的底部，向上过渡为边滩或心滩沉积(图6－7，图6－8)。

边滩微相 为曲流河所特有，是河流侧向迁移在河湾内侧形成的加积物，也是曲流河中沉积作用最活跃的部位，沉积物以砂为主，混有砾、粉砂和粘土，成分及结构成熟度均低，向上粒度渐细。层理类型丰富多样，主要为各种大、中型交错层理，尤以大型板状层理常见。砂体呈板状，厚几十厘米至几米(图6－7)，宽度变化大，取决于河流大小及侧向迁移规模和时间。

心滩微相 心滩是辫状河流的主要流水地貌，它的存在是确定辫状河流的主要标志(图6－7)。心滩沉积物粒度比边滩粗得多，但粒度范围变化更大，成分成熟度更低，层理更发育，类型也多样化，常出现大型槽状交错层理、平行层理、块状和逆行沙波层理，底冲刷构造非常发育。心滩沙体也呈透镜状产出、侧向岩性变化快，但垂向上往往由多个心滩连续叠置，顶部一般缺少堤岸沉积。

串沟充填微相 当流速很大的洪水向边滩上散流时，由于强烈的侵蚀下切作用，常在边滩上形成深1～2m的串沟，河流因串沟而使河道截直。沉积物主要是洪水期垂向加积的砂、粉砂，夹砾石，分选不好，以小型槽状层理常见，还可见干裂、槽模，岩体呈上平下凸的透镜状夹于边滩之中。

(2)河漫滩亚相

属于河流下部旋回沉积，包括天然堤、决口扇、岸后沼泽、洪泛平原和牛轭湖等微相类型:

天然堤微相 天然堤的形成是由于洪水期河水漫越河岸，当河水变浅、流速降低时，大量河水携带的悬移物质很快在岸边沉积下来，形成断面呈楔形的天然堤。它具曲流河的地貌特征，沉积物粒度比边滩细，主要是细砂岩、粉砂岩及泥岩的薄互层组合，单层厚几厘米到几十厘米。常发育钙质结核，这是河流堤岸间歇性暴露沉积的一个标志。层理发育，在砂岩层中见各种大型交错层理。泥岩中可见水平层理、干裂、植物根。岩层中有虫迹出现。垂向剖面上位于边滩的顶部(图6－7)。

决口扇微相 在洪水期时，过量的洪水冲决天然堤，并在堤岸靠平原一方的斜坡上形成树枝状水系的舌状堆积物，称为决口扇沉积(图6－6)。沉积物主要为细砂及粉砂岩等细粒物质，但粒度比相邻的堤岸沉积要粗一些。可见各种小型交错层理，局部有中型交错层理，另见冲刷及充填构造，植物及其他化石是河水带来的。决口扇沉积呈舌状体，断面上呈透镜状，厚度不大。

图6－7 曲流河沉积序列和剖面结构

图6－8 辫状河沉积序列(据Walker和Cant，1976，魁北克省加斯佩半岛泥盆系)

洪泛平原微相现代河流虽可细分为河平原、河漫湖泊和河漫沼泽等微地貌，但在古代沉积物中很难分出各微相，而统称为洪泛平原微相。洪泛平原一般地势平坦，很少起伏，无冲刷作用，低洼的部位常年积水而形成河漫沼泽(或岸后沼泽)，洪水期流水带来的细粒悬移载荷是沉积物最重要的供给源和供给方式，因此沉积物粒度细，以垂向加积作用为主，形成的岩石主要为粉砂岩及泥岩。层理一般不发育，有时可见水平层理、小型交错层理。常见干裂构造，砂体一般不发育。在干燥气候区，由于蒸发作用强烈而产生钙质结核和铁质结核，在潮湿气候区的低洼部位植物生长茂盛，可进一步发展成岸后沼泽，广泛沉积炭质页岩、泥灰岩和泥炭与煤层等，为重要的造煤环境。

牛轭湖微相 由于河流的衰老或蛇曲河的截弯取直作用而形成牛轭湖(即废弃河道，图6－6)，其中既有侧向加积的砂质物，又有垂向加积的粉砂和泥质。富含有机质，还可有淡水动物化石。一般层理不显，有时有沙纹层理、水平层理等。

3.古代河流相沉积的主要鉴别标志

■具明显的半韵律构造，即每一个韵律都是下粗上细，底部常有一个冲刷面或冲蚀坑。

■岩层横向变化大，沙体多呈透镜状产出。

■粒度组分上有较多的砾石，砾石有定向性，多呈叠瓦状排列。

■砂岩、粉砂岩中不稳定矿物多，即矿物成熟度低。

■层理发育，类型丰富，最具代表性的层理类型是板状交错层及槽形交错层;斜层理具定向性，可指示水流方向。

■河流相中一般无动物化石，可有植物碎片及硅化木等。

■河流相的剖面层序:由于河流的侧向迁移、侧向和垂向的加积作用，形成的垂向剖面层序，具有粒度向上变细的层序。曲流河沉积层序具两层结构(图6－7)，常因河道大幅度的侧向迁移而具有大面积分布的边滩沙体。辫状河流沉积也由河流下部旋回和上部旋回两部分组成，但一般上部旋回沉积不发育，下部旋回以发育心滩为主(图6－8)，因旋回的多阶性而具有连续叠置的河道沙体。

(三)湖泊相

1.湖泊的一般特征

湖泊沉积是陆相沉积物中分布最广泛的沉积物之一。我国中新生代地层中常有巨厚的湖泊沉积，如四川侏罗系、白垩系等。湖盆大小可相差很大，大者面积可这几十万平方千米(如里海面积达43×104km2)，小者可很小。大小及深度不同的湖盆，其水动力条件显然不一样，其岩性、生物、构造等均不一样;再者气候环境、水体含盐度及淡水注入情况等都影响着湖相沉积的特征。

湖泊分类的方案和原则很多，通常按湖水含盐度把湖泊分为淡水湖(含盐度<3.5%)和盐湖(含盐度>3.5%)。但大陆上的湖泊多是淡水的，或者在湖泊的发展历史中淡水期占主要时期，当然这主要决定于古气候和盐分的供应情况。

2.淡水湖泊沉积相划分和特征

淡水湖泊发育于潮湿气候区，其沉积特征主要为陆源物质，化学沉积物少，常有淡水动物化石和陆生植物及其碎片。淡水湖泊可依据湖底地形和水动力强弱的不同而划分出滨湖、浅湖、半深湖、深湖区，若有河流注入，还可形成湖泊三角洲。湖泊沉积物常呈带状分布，从湖岸至湖心，伴随水深加大和水动力条件由强转弱，沉积物粒度愈来愈细，依次为砾、砂、粉砂和泥(图6－9)，因此，按湖底地形和水深变化，通常将湖泊划分为滨湖、浅湖和半深湖－深湖3个亚相，在发育有大型河流的入湖口处和相邻的较深水湖底，时常还发育有湖泊三角洲、扇三角洲、湖岸扇和湖底浊积扇等沉积体系。以下重点介绍滨、浅湖和深－半深湖亚相。

滨湖亚相 滨湖地区水动力条件比较复杂，有拍岸浪与回流的作用，也有潮汐的作用，可有生物介壳，有时富集成介壳滩，故湖水对沉积物的改造作用较强。岩石类型多样，以砂岩、粉砂岩为主，有时产有滨湖砾岩。因湖浪的淘洗作用强，砂粒磨圆好，分选性也较好，交错层理发育，主要为小型波状层理及中小型单斜层理，还有变形层理、干裂、雨痕、虫迹及冲刷构造等，沙体呈透镜状。

浅湖亚相 主要指滨湖沉积以下至波基面以上的地带，岩性主要为泥岩、粉砂岩，有时有细砂岩透镜体。层理多为不规则的水平层理、小型波状层理。有时可见对称波痕，生物化石保存好，且较丰富，以腹足、瓣鳃类为主，还有介形虫、叶肢介及鱼类。可产有菱铁矿、鲕状绿泥石等弱还原自生矿物。

半深湖－深湖亚相 湖泊深水区是位于波基面以下的静水区，一般大型湖泊都是在20～30m以下地区，水动力弱、安静、还原环境。深湖沉积主要为黑色、深灰色泥岩、页岩，有时可夹灰岩，泥灰岩及油页岩。层理发育，以微细水平层理、季节纹层为主、无底栖生物，只有介形虫、叶肢介和鱼类游泳生物化石，多黄铁矿。岩体呈层状，层位稳定、分布广、易对比。

3.盐湖的沉积特征

盐湖分布于干燥炎热的气候区，其形成条件是蒸发量大于降水量，由于湖水受强烈蒸发，含盐度高，出现盐类矿物沉淀而形成盐湖。

盐湖沉积具有显著的阶段性，由老到新常分为碳酸盐、硫酸盐和卤化物三个沉积演化阶段:

■在含盐度较低时，只沉积碳酸盐，钙质粉砂岩及泥灰岩，其初期可有碎屑物伴生和形成钙质砂岩，往往位于剖面的下部;

■蒸发作用加强，含盐度加大，开始沉积石膏、芒硝等硫酸盐矿物，位于剖面的中部;

■蒸发作用继续加强，甚至蒸干，含盐度连续加大，依次沉淀溶解度更大的氯化物，如石盐、钾盐、光卤石等。

盐湖这三个沉积阶段可因构造下陷和气候周期性变化，且盐湖与淡水期间常呈过渡交替的关系，故形成多旋回的盐湖沉积。在我国西北地区有现代盐湖沉积，在古代地层剖面中也有盐湖沉积阶段，如江汉第三系等。

图6－9 湖泊沉积环境和相带的划分

如果湖泊很少水流注入，湖水不断减少，则湖泊逐渐被沉积物充填满而淤塞，湖泊就向沼泽转化。

(四)沼泽相

沼泽也可称之为湿地，系指植物非常茂盛的蓄水低地。按其地理位置，可分为滨海沼泽(即沼泽化潟湖)和大陆沼泽，前者多生于海退时期的滨海平原地区，常可形成大的煤田，如河北峰峰煤田。大陆沼泽则多为湖泊发展之末期产物，陕北神户大煤田，故大陆沼泽与湖泊相常共生或过渡。当河漫湖泊演化成沼泽时，则称河漫沼泽或岸后沼泽，大陆沼泽环境的特点是:地势平坦，气候温暖、潮湿，水体几乎呈停滞状态，植物生长茂盛。

沼泽相沉积物特征主要有如下几点:

■以泥岩为主(包括黑色页岩、炭质页岩等)，无或很少碎屑岩，沼泽相沉积物无分带现象;

■常有腐泥和泥炭沉积，有时有煤层，含有大量植物化石和根土岩;

■粘土矿物和次生矿物成分复杂，含量较高，有高岭石及黄铁矿、菱铁矿等还原性矿物;

■水没有或很少流动，故层理不清，有时见水平层理，或被破坏成块状层理;

■厚度不大，分布范围一般较有限。

当河流的流量、流速减小，尤其是流速减小时，河流所携带的机械碎屑物质就会沉积下来，称为沉积作用。形成的沉积物称为冲积物。

1.冲积物的特征

冲积物是由各种粒度的砾石、砂、粉砂和粘土构成，具有与河流动力性质密切相关的特征。

良好的分选性 碎屑物质按颗粒大小、密度大小依次沉积。大小和密度相似的沉积物聚集在一起，这种作用称为分选作用。分选性愈好，粒度愈均一。

较高的磨圆度 磨圆度是指颗粒棱角被磨蚀的程度。通过磨圆度可以分析碎屑物被搬运的距离。磨圆度较高的冲积物，通常是经过长距离的搬运。

清晰的层理 冲积物的二元结构的界面是最明显的层理。层理也可由矿物成分、粒度、颜色的不同而显现出成层现象。有水平层理、斜层理、交错层理等。

2.沉积的主要类型

河流沉积物的特点，随着河流不同位置而不同，并反映出不同的流水地貌形态，其主要的沉积类型如下：

河床沉积 河床常为粗大的碎屑物，如砂、砾石。构成河床相砂砾层。砂砾层本身层理不甚明显，但常可看到扁平状的砾石，呈叠瓦状排列，其倾向朝向上游。由此可推知古代河流水流的方向。

边滩、心滩与江心洲 ①在弯曲型河床内，水流呈单向环流状，将凹岸掏蚀的物质带到下游凸岸堆积，形成的小型沉积体，称为边滩。②在分叉型河床内，河道宽窄不一，流水从束窄段流入展宽段时，流速减小，致使粗颗粒及泥沙淤积下来，主流线向两侧移动，而形成在河床中心的堆积体称为心滩。③随着心滩淤高增大，并逐渐使滩面高出平水位，则形成江心洲。与心滩相比，江心洲是比较稳定的。通常洲头不断冲刷，洲尾不断淤积，整个江心洲会很缓慢地向下游移动。在移动的过程中，可将几个小沙洲合并成一个大沙洲。江心洲在洪水泛滥时，可被淹没(图5-16)。

图5-16 黄河中的江心洲

(据《中国地貌图集》编辑组，1985)

1：1.6万，照片左为上游

图5-17 河流冲积物的二元结构

A1—河床相沉积物；A2—河漫滩沉积物；K—坡积物

河漫滩 是边滩长期演变的产物。在河流上游因谷底狭窄，河漫滩不发育；在河流中、下游，河流侧蚀作用发育，谷底变得开阔，可形成宽广的河漫滩。每当汛期洪水在滩面上漫溢，流速降低，就会使悬运的泥质和粉砂等较细物质在滩面上沉积下来，这种沉积物称为河漫滩沉积物。河漫滩沉积物均一性较好，并有良好的水平层理。河漫滩冲积层通常位于河床冲积层之上，构成河流冲积物的二元结构特征(图5-17)。丘陵和平原区河流的冲积物中普遍具二元结构特征。在大河的中、下游地区，由于河床迂A摆动，河漫滩不断扩大，可形成广阔的冲积平原。如长江下游极宽广的平原，就是长江冲积作用的结果。

三角洲 河流注入大海或大湖泊处即河口处，常形成平面上呈三角形的堆积体，称为三角洲。河口是河流最主要的沉积场所，河流在河口发生大量的沉积。由于河水在河口处受到海(湖)水的阻滞，水动能骤减，所携带的泥沙就会快速沉积下来。三角洲沉积从平面和剖面上都可分为三个带(图5-18)。从平面上看，由陆向海依次出现三角洲平原带、前缘带和前三角洲带沉积的一般规律，即由河口向大海方向，沉积物的粒度具有由较粗粒至较细粒的变化规律。从剖面上看也具三层结构离河口较远，沉积的往往是粘土，沉积于平坦的底部，产状水平，称为底积层；沉积于中部的并向远岸倾斜产状的沉积物称为前积层；上部沉积是后期冲积叠加在其上的沉积物，产状水平，称为顶积层。

图5-18 三角洲沉积分布示意图

(据刘本培，2000)

A—平面图；B—纵剖面图

世界上许多大河下游都有三角洲。如我国的黄河三角洲(面积达5450km2(图5-19))、长江三角洲、珠江三角洲；世界上最大的三角洲为印度恒河三角河，面积达75000km2。

图5-19 黄河三角洲

(据徐邦梁，1998)

三角洲地处河口区，生物繁盛，泥沙堆积迅速，有利于油(气)田形成。因此，许多大油(气)田分布在古代或近代三角洲上。如我国渤海湾的胜利油田和最近新探明的储量为109t的冀东南堡特大型油田。

值得指出的是，地处强潮发育的河口区，由于潮汐的作用，一般无三角洲。如我国著名的钱塘江，在河口形成三角港。

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