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1、沉积过程与沉积体系,目录第一章 基本概念第二章 沉积作用第三章 冲积扇第四章 河流沉积第五章 三角洲沉积体系第六章 重力流沉积体系,第一章、基本概念,一、沉积环境,环境（Environment）的概念取自于地理学，地理学家把地球表面划分为若干不同的地理景观单位：如山脉、河流、湖泊、沙漠、海洋等，这就是所谓的自然地理环境，然而，沉积学所研究的是沉积物形成时的自然地理环境，即沉积环境（Sedimentary or Depositional Environment）。1976 年，RCSelley 指出：沉积环境乃是“在物理学、化学和生物上均有别于相邻地区的一块表面”。它强调了自然地理景观和地貌特征
2、，包括三个要素：物理：风、波浪和流水的速度、方向和变化，气候和风化作用，温度的变化等；化学：覆盖着沉积环境的水的成分，汇集区的岩石地球化学性质；生物：包括动物和植物两类生物的作用。在具体划分环境时，可以根据以上三大要素中的1个或2 个来进行划分。,二、沉积相概念的形成与发展,“相”或“沉积相Depositional facies”是沉积学中的一个基本名词，然而也是一个长期有争议的概念。早在1669 年，“相”这个术语就被丹麦学者斯NSteno 引入到地质文献中。但是赋予沉积学近代内涵还是从1838 年，瑞士地质学家AGressly 在阿尔卑斯的研究工作中开始的，当时他在研究瑞士西北部侏罗纪地层
3、时，发现该地层在岩性和古生物面貌方面有极大的差异。于是，他首先采用“相”或“象（aspect）”这个术语表示岩石的单位，并认为具有相同的岩石学和古生物学特点的岩石单位，才能作为一个“相”。然而，后来地质学家在用“相”这个术语时却发生了混乱，出现了种种不同的理解。使用“相”这个术语时其含意有所不同；从多年的使用来看主要有四种形式：指沉积物的组成岩相，如“砂岩相”、“灰岩相”等；指沉积物的成因成因相，如“浊积岩相”、“生物礁相”等；指形成沉积物的环境沉积相，如“河流相”、“滨海相”等；指沉积的构造背景构造相，如“磨拉石相”、“复理石相”等。1986 年，HGReading 认为：“只要明确指出这个
4、词的含义，那末，相这个术语的各种用法都是可行的”。通常情况下，相应该是在一定的沉积条件下形成的一个或一套有特色的岩石体，这种沉积条件反映一种特定的沉积过程和环境；相可以再分为亚相、微相。大多数学者都趋向于把“相”理解为“古代环境的产物”（RCSelley，1976），亦即专指沉积环境的物质表现；一定的环境有特定的物质表现，即“相”在生物学的综合表现-生物相（Bio-facies），在岩性方面的综合表现-岩相。沉积环境和沉积作用的各种特点，必然会在这些沉积产物中留下某些记录。这些记录主要表现为岩石组分、几何形态、结构、构造、生物化石等方面的差异。所以“相”应是能表明沉积条件的岩性特征和古生物特征
5、的规律综合。根据这个定义，“相”与“环境”不是同一的概念。“环境”是条件、原因，而“相”是环境中诸作用的产物、结果。,Facies relationship,Walthers law of facies(1894):It follows that the vertical succession of facies,laid on its side,reflects the lateral juxtaposition of environments.Prograding,sabkhaContacts:gradational,sharp,erosiveCycles Association and
6、sequenceFacies associations are groups of facies that occur together and are considered to be genetically or environmentally related.,Facies sequence:a facies sequence ia a series of facies which pass gradually from one into the other.Coarsening-upwards seuenceFining-upwards sequenceFining-upwards s
7、equence but as a graded bed,三、沉积模式与模型,在沉积学中还常用模式或沉积模式（Depositional model）这一术语。通常人们所说的模式：是指帮助我们认识复杂自然现象和过程所理想的简化形式。沉积模式则有它特定的含义，1963 年，Pettijohn 与PEPotter 对沉积模式所下的定义是：“沉积模式实质上是描述了再现沉积作用的面貌”。1978 年，Roger GWalker 认为沉积模式乃是对沉积特征的一种全面概括：更确切地说沉积模式“是对沉积环境的综合地质特征、发展演化及其空间组合形式进行的全面概括。”这种概括通常应包括2 个方面的内容：一是其沉积特
8、征的总结；二是对其形成机理的概括。因此，沉积模式是对沉积环境下形成的沉积产物的综合解释，具有解释性的成因意义。沉积模式的作用：帮助人们去发现各种环境之间的内在联系，描绘人们预期可以在这些环境中发现的地质过程及所形成的产物。1984 年，Roger GWalker 以浊流模式为例，指出相模式可以起到4 个方面的作用：在对比中起到标准的作用；观察中起到提纲与指导的作用；新区起到预测作用；水动力解释中起到基础作用。因此，建立和掌握不同环境下的沉积模式，不仅有助于对各种古代沉积物进行成因解释，而且在油气和其它沉积矿产的勘探与开发中具有预测矿产分布规律的指导作用。,第二章 沉积作用,一、流体动力学的概念
9、,一）牛顿与非牛顿流体及其搬运方式 牛顿流体与非牛顿流体 从流体力学性质来讲，凡是服从牛顿内摩擦定律的流体均称做牛顿流体；否则称为非牛顿流体。所谓服从牛顿内摩擦定律是指在时间不变的条件下，随流速梯度的变化，流体动力粘度系数始终保持为一常数。牵引流属牛顿流体，沉积物重力流属非牛顿流体。1）牵引流（Tractional current）定义：“服从牛顿内摩擦定律使碎屑物质作牵引运动的流体”，如含有少量碎屑物的水流（河流、海流、湖流、波浪流、潮汐流、等源流等）和大气流等；因此，牵引流也有人称流体重力流（fluid gravity flow）。2）重力流（Gravity current or grav
10、ity flow）定义：“在重力作用下使碎屑物质与流体高度混合，不符合牛顿内摩擦定律的高密度流体”，也称沉积物重力流（sediment gravity flow），它可进一步划分为碎屑流（泥石流）；颗粒流；液化（沉积）流；浊流。3）浊流（Turbidity current）：属于重力流的一种，是指由大量泥、砂物质和水混合，受紊流支撑的一种水下重力流。,2、流体的基本搬运方式 从物理学上来看，有两种最基本的物质搬运类型（或搬运方式），即悬浮载荷（悬移质）和底载荷（推移质），相对应的有两种搬运形式，悬浮搬运和推移搬运 1）悬浮搬运（Suspension transport）空气或水流把细粒沉积物弥
11、散开来（如粉砂、粘土级颗粒以及不同比例的砂级颗粒），并使其在流动的内部呈悬浮状进行搬运。最基本的驱动力就是紊流，它可以把颗粒上举起来，使之悬浮于流动内部而进行搬运。2）推移质搬运（Traction transport）在沉积学中称之为牵引搬运（Traction），这一术语乃是沉积物以床沙载荷（推移质）形式运移的所有作用过程的集合名词，牵引作用是颗粒惯性的产物。主要以底载荷（推移质）方式进行搬运的流体称为牵引流，它们通常密度和粘度均小，与之相对应的是密度流（重力流、块状流），则是一种密度和粘度均大的，在重力作用下呈块状整体的流动，是以悬浮载荷方式进行搬运。沉积重力流的驱动力主要起因于陡坡条件下重
12、力大于剪切力时的重力加速度，所以当坡度变缓、流速降低时，会发生骤然卸载，形成各种类型的重力流沉积物。,二）层流、紊流与雷诺数,式中：密度，d直径，速度，粘度。由此可见，流体的密度、粘度、速度均可影响流动的性质，而雷诺数正是这些变量的组合，因此雷诺数的意义在于，当流体在大于或小于某一临界雷诺数的情况下，其流动方式根本不同。当Re=1时，流动呈层流型；当Re=140时，在颗粒背后出现背流尾迹，随Re增大，背流尾迹越来越不规则；当Re40时，则出现“卡门涡街”，这时的流动称为紊流。随着雷诺数的增大（图31），在球形颗粒的背流方向逐渐发育起来背流尾迹；与此同时，流水也由层流型逐步变为紊流型。紊流旋涡内
13、流体的面上流动是运动着颗粒的能量来源，只要是旋涡内向上的流速超过了颗粒的沉降速度，颗粒就会呈悬浮状态，保持在流体的内部。,如果是在明渠中流动，水深为D时，则福劳德数可定义为：式中为水的平均流速。可以看出，如果重力波的波长可以和水深相比拟的时候，即当重力波之长等于水深（D）时，则此重力波的速度等于gD，此时Fr=1。这样就提出了福劳德数的一个重要含义，如果福劳德数大于1时，则由于向下游的流速大于向上游传播的波速，就不可能有向上游传播的波。因此，当Fr1时，流水的性质为急流或为超临界流动（临界上的流动），其特点是水浅急流的动态，又称为高流态（Upper flow regime，上流动体制）。而在F
14、r1时所出现的则是缓流或临界下的流动，它代表的是一种水深流缓的动态，又称为低流态（Lower flow regime，下流动体制）。因此，Fr普遍用于碎屑物质以床沙载荷方式搬运和沉积作用的解释中，尤其是对沉积构造形成的水动力条件分析中。,三）缓流、急流与福劳德数,底形与流态 底形系列 沉积物被搬运和沉积时沿底面非粘性沉积物与流体之间造成的几何形态称之为床形（Bedform or Bed Configuration）。小型沙纹（Ripples）：这是一种小型底形，当清水以20cm/s左右的速度流动，并施剪切力于细砂上方时，这种沙纹的波长为1030cm，波高0.630cm；所有的沙纹都缓慢地向下游
15、方向迁移。在粒度中值大于0.6mm（d50=1.25）的沉积物中未发现过，主要形成于中细砂以下的粒径。沙浪或沙波（Sand Waves）：有两种形成方式：当流速为50cms时，由沙纹沉积物变来；当沉积物粒度粗于0.6mm时，由平坦床沙（Plane bed）沉积物变成。平坦床沙（Plane bed or flat bed）：流速若再增大，“冲蚀”（Washed-out）的D型沙浪也消失了，沉积物水的界面变为平坦的，沉积物不断向下游快速流动，此时呈一系列平坦的席状流动。同相位沉积物波（InPhase sediment waves）：其特征主要受限于福劳德数，当Fr0.84（接近于1）时，出现和水面
16、波同相位的圆滑沉积物波。在这些同相位波中，沉积物顺流运移，但波形可以保持不动，也可向下游或向上游方向迁移。GKGilbert称向上游方向迁移的沉积波为“逆行沙丘”（Antidunes）。,低流态（Lower flow regime）：水和沉积物的界面处可以发育有：只有小型沙纹，沙纹与沙浪，沙浪和沙垅，或仅有沙浪。沉积物的搬运作用或能力较小，而且断续进行。搬运作用先是靠牵引毯状层在沙纹或沙浪的向流面上向上运动，然后，靠颗粒在这些底形坡陡的背流面上发生重力塌落而形成。在沙浪的波谷中，在迁移方向与主流方向相反的回流沙纹上能够发生某些反向搬运。某种程度上讲，水流能量可以被沉积物颗粒的糙度和惯性阻力所消
17、耗，但主要还是被沙纹和沙浪的形态阻力以及水流分离部位的回流旋涡所消耗。因而，沉积物沿流动方向具有一定的分选性，留在底形上的沉积物比冲到下游去的要粗。过渡阶段：其特征底形是D形沙浪或沙波。沉积物趋于连续运动，但在D型沙浪的低倾角交错层内确实还有堆积；而沉积物不会沿D型沙波的背流坡坍落下来。水流中的能量被惯性阻力和运动颗粒的糙度所耗散。水流不再分离，水面：往往变平，并且与低而长的床沙形体无关。高流态（Upper flow regime）：水和沉积物的界面是平面或各种瞬息变化的起伏面，沉积物大量而不断地被搬运着，卵石大约以平均水流速度一半的速度向下游运移。水流中的能量被颗粒的糙度和惯性阻力，逆行沙丘
18、波的破碎以及沉积物波形的产生与消失所耗散；水面的起伏与被隆起的沉积物底形同相位。没有顺流分选，流到下游去的沉积物和组成底床的沉积物具有同样的粒度分布。,逆行沙丘形成的示意图（DRSimons et al.，1961）,床沙形体的流态顺序（DRSimons et al.，1961）,平均流速与粒度所呈现出的不同位置的床沙形体（JBSouthard，1975）,第三章、冲积扇,冲积扇与扇群,是发育在山谷出口处、主要由暂时性洪水水流的冲积作用形成、范围局限、形状近似于圆锥状的山麓粗碎屑堆积物。它由山谷口向盆地方向呈放射状散开，其平面形态呈锥形、朵状或扇形；发育在那些地势起伏较大而且沉积物补给丰富的地
19、区。通常是许多冲积扇彼此相连和重叠，形成沿山麓分布的带状或裙边状的冲积扇群。,第一节、冲积扇的基本特征与类型,一、基本特征冲积扇的形成要求有充足的陆源碎屑供应和从山区向盆地过渡的高差悬殊的地形突变。在干旱半干旱气候区，植被不发育，物理风化强烈，洪水短暂而猛烈，并可提供大量的近源碎屑物质；山口外开阔而平缓的地形是接受沉积的有利场所，这为形成冲积扇提供了必要的先决条件。上升的隆起区或山区与盆地之间往往有同生断层发育，在山区向内陆盆地或平原过渡的地形转变带多有冲积扇发育。冲积扇的面积变化大，其半径可从小于100m 到大于150km 以上，但通常小于10km。其沉积物的厚度变化范围可以从几米到8000
20、m 左右。冲积扇沉积为陆上沉积体系中最粗、分选最差的近源沉积，通常向下倾方向并入细粒、低坡度的河流体系。直接进入湖或海盆水体形成水下扇或扇三角洲沉积体。,喜马拉雅山南麓柯西河冲积扇,二、冲积扇的分类,根据气候状况，可以区分出两类冲积扇，发育于干旱半干旱气候区的冲积扇称作旱地扇（Arid alluvial fan）；在潮湿半潮湿气候区的冲积扇可称作湿地扇（Wet alluvial fan or Humid alluvial fan）。通常简称旱扇和湿扇。旱地扇与湿地扇的共同特点是其平面形态均呈扇状或朵状体，从山口向内陆盆地或冲积平原辐射散开。扇面的坡度、沉积层厚度及沉积粒度变化从山口向边缘逐渐变
21、缓、变薄及变细。在山口地区地势最高称作扇顶（或称扇根、上扇）与内陆盆地或冲积平原过渡的边缘地带称作扇端（或称扇缘、下扇），中部称作扇中（中扇）。对报道的全球冲积扇的初步统计看80%为旱扇。,1、旱地扇其主要特征是通常发育有一个主体水道（辫状），扇形的边界十分清楚。粗碎屑沉积物向扇的末端很快变细，厚度也急速变薄。粒级变化可从砾石级至泥质。在扇的源端多为混杂砾岩及迭瓦状砾岩层沉积，以间歇性水流的冲积及泥石流（碎屑流）的沉积作用为特征。在扇的中部发育砂质及砾质河流的冲积作用沉积，在扇的末端部位则主要为粉砂质及泥质岩沉积物，以片流或漫流作用为主。常见由红色粗碎屑剖面组成，厚度可达数百至数千米。2、湿地
22、扇（辫状平原）发育在常年有流水的潮湿地区，沉积物扇形体不清晰，多由砾岩辫状河组成辫状平原，地形平缓，以相互叠加的砾岩辫状河型式为多见；其特点是河道多、切割浅、不固定。沉积体向盆地平原延伸较长，以缺少泥石流（碎屑流）沉积区别于干扇。在中部及端部组成由粗向上变细的层序组合，即由砾岩砂岩泥岩的沉积剖面，并夹有原地植被形成的炭质层或煤层。,扇与湿扇的平面特点（据RGWalker，1984）,第二节冲积扇的沉积物类型及其特征,冲积扇的沉积过程基本有二种类型：一种类型起因于暂时性或间歇性水流作用，形成水携沉积物；主要有三类：片流沉积，水道沉积，筛积物；另一种类型起因于重力与洪水作用，形成泥石流（Debri
23、s flow，也称碎屑流）沉积物。前者为低粘度液态流；后者则为高粘度块体流。,冲积扇的沉积物特征一览表,水道沉积,片流沉积,苏格兰老红砂岩冲积扇沉积物中的四种砾石相 a 泥石流沉积的砾岩；c 水道沉积的槽状交错层理砂砾 b 片流沉积的砾岩；d 水道沉积砾岩,第三节、冲积扇的沉积环境及其沉积序列,一、沉积环境根据现代冲积扇地貌及沉积物的分布特征，可进一步将冲积扇划分成三个亚环境（亚相），它们是扇根、扇中和扇端，三者无明显的界线。1、扇根扇根分布在邻近冲积扇顶部地带的断崖处，其特点是沉积坡角最大，并发育有单一的23 个直而深的主沟槽，其沉积物由分选差、成熟度低、大小混杂或具叠瓦状构造的砾岩、砂砾岩
24、所组成，由于流速衰减可形成的递变层理；通常为沉积速率较快条件下所形成的块状层理。,2、扇中位于冲积扇的中部，是扇的主要组成部分，它以具有中到较低的沉积坡度和发育辫状水道为特征。沉积物主要由砂岩、砾状砂岩和砾岩组成，与扇根沉积相比较，砂与砾的结构成熟度明显变好。由于辫状河流的下切充填作用形成槽状交错层理，甚至局部可见逆行沙丘交错层理，冲刷构造发育。3、扇端出现在冲积扇的趾部，其地貌特征是具有最低的沉积坡度和地形较平缓。沉积物通常由砂岩和含砾砂岩组成，其中夹粉砂岩和粘土岩，局部也可见有膏盐层，其砂岩粒级变细，分选性变好，可有变形和暴露构造（如干裂、雨痕）。,理想冲积扇的沉积相模式及相剖面（据DRS
25、pearing，1974）AB纵向剖面；CD横向剖面,二、垂向沉积序列,在冲积扇形成和发育过程中，从扇根向扇端的粒度与厚度的变化总是呈现从粗到细、从厚到薄的特点。泥石流相和筛积相多分布在扇根。河道与片流沉积相虽然在整个扇内均有发育，但在扇中至扇端主要是由这两个相组成。在盆地的方向，冲积扇则过渡为内陆盆地（干盐湖、风成沉积和泛滥平原）。,冲积扇向上变粗的正旋回沉积序列特征,二）分布规律,在冲积扇的不同部位，其沉积层序则有所不同。扇根的沉积序列主要为块状混杂砾岩和具叠瓦状组构砾岩组成的正韵律沉积组合；扇中的沉积序列自下而上为具叠瓦状组构的砾岩及不明显的平行层理，交错层理砾状砂岩，砂岩组成；扇端的剖
26、面结构通常为冲刷充填构造的含砾砂岩，交错层理和平行纹理砂岩以及水平纹理粉砂岩或块状泥岩，但有时发育有变形构造，如枕状构造。,冲积扇各亚环境的沉积序列特征,得克萨斯州范霍恩湿地扇沉积（据McGowen 和roat，1971）A-扇根，其中巨砾直径可达1m，砾石是主要组分；B-扇中，砾岩和交错层理含砾砂岩互层；C-扇端，具板状、槽状交错层理的砂岩。,冲积扇的地震特征（据中国典型地震剖面图集，1987）,野外实例,扇根,扇 中,扇 端,克拉玛依油田冲积扇相带与微相的划分图（据张纪易）,第四章、河流沉积,河流体系的各种型式与载荷特征（据Brown等，1973）,河道分类（据拉斯特，1978）,不同河型
27、及伴生的微地貌,第一节 河流的分类,河流体系的河型分类（ADMiall，1977）A曲流河，B辫状河，C网状河，D顺直河,第二节 不同河型的基本特征,一、顺直河 顺直河是弯曲度很小、河岸比较稳定的单一河道河流。产生顺直河往往需要一些特殊的构造背景和地理条件，如断层槽或植被发育导致坚固的河岸等。入湖三角洲沉积因河流能量占主导地位，三角洲分流河也常呈顺直型，这种河流的沉积作用以填积为主。应该指出的是即使是顺直河，其河流底谷也常常是弯曲的，形成深渊和浅滩交替分布。在顺直河道中，底部的流速通常最低，而中线的流速最高（即主流线），主流线的两则形成二个对称的环流，表面流由两岸向中部壅水，使主流线沿河道中心
28、作直线运动。顺直河的河道弯曲度很低，一般用弯曲指数（河道长河谷长）1.3作为界限来区别顺直河与曲流河。仔细观察顺直河，河道内的深槽线和最大流量线仍有一定曲率，所以也有人认为不必分出顺直河这一类型，而只有高弯度和低弯度曲流河之分。,河道为达到平衡状所表现出的从侵蚀到沉积的过程（据DLaing，1991）,二、辫状河,辫状河是一条宽而浅的河流，河道被很多心滩分割，水流成多河道绕着众多心滩不断分叉和重新汇合。心滩和河道都不稳定，河岸极易冲刷，在水流作用下河段迅速展宽变浅，河底出现大量不规则的心滩（有时有边滩），使水流分散：河水主流摆动不定，河道迁移变化大。同时，由于河流的流速大，河底输砂强度大，心滩
29、移动、改造迅速，河床地貌形态变化快。辫状河形成于坡降大、流量变化大、河岸抗蚀性差、河载推移质悬移质比很大的环境。在河流上游位置，坡降大，流量变化也大，搬运碎屑物粗，很容易发育辫状河。故辫状河多发育于冲积扇与曲流河之间。辫状河河谷较为平直，弯曲度很低，坡降较大，洪泛间歇性大，流量变化很大，碎屑物粗，以推移质为主，在整个河谷内形成很多心滩，而很多河道围绕心滩分叉又合并，像“辫子”（braid）一样交织在一起在河谷内活动，河道和心滩很不稳定，沉积过程中不断地迁移改道。,辫状河道心滩的形成过程与水流特点（据CCPlummer和DMcGeary，1996）,美国阿拉斯加的现代辫状河,辫状河一般具有下列特
30、征,辫状河沉积较粗，随自然地理环境不同可以有砾石辫状河与砂质辫状河，一般以含砾质沉积为多。1、河床形态 河身宽浅，心滩众多，洪水时汪洋一片，波涛汹涌，枯水时河汊密布，水流散乱，有时甚至难于辨认主流所在。2、水流方面 水浅流急，因此，水流往往很不稳定，在接近临界流的地方，水面和河底有时会形成具有正弦曲线形式的水波和沙浪。3、沉积特征 通常在辫状河中，由于泥质沉积很少，植物难于生长，因而心滩易于迁移，并变化迅速，因此一般不可能转化为江心洲；然而，曲流河的边滩则落淤迅速，有可能向河漫滩转化，但在频水时，边滩很不稳定，因而植物的覆盖也较差。在整个辫状河流沉积中，垂向加积的细粒沉积物厚度小且不连续，砂所
31、占的比例明显多于泥。,三、曲流河,曲流河是以弯曲的单一河道为特征，比辫状河坡降小，河深大，宽深比小，携带的碎屑物中推移质悬移质比小，流量变化也相对小一些。当然其本身变化仍然很大，长时间的低水位和短期的洪泛依然存在。曲流河一般发育于下冲积平原，三角洲沉积之上和辫状河之下。曲流河，为单河道，河道蜿蜒弯曲，曲率较大，坡降较小，洪泛间歇性相对小一些，流量变化不大，碎屑物较细，推移质悬移质之比低。河岸由于天然堤（Natural levee）的存在，其抗蚀性强，整个沉积过程是凹岸（陡岸）不断剥削，凸岸（缓岸）不断沉积，这就是地貌学上的边滩和沉积砂体中的“点坝”。曲流河最重要的沉积过程与河流侧移有关。凹岸受
32、到侧蚀垮塌，同时在凸岸产生沉积，河道增加弯曲度。这一过程不断进行，就在每个曲流段的凸岸沉积了一个个点砂坝，这是曲流河的主要沉积砂体。由于点砂坝是在凸岸侧向加积而成，就构成了一定的向上变细的粒序，沉积构造也由大型交错层理向流水小型沙纹演化，这就是常说的“点坝层序”。,曲流河的模式及微地貌特征,三、曲流河,曲流河的弯曲度主要受地形与物源供给的制约，通常地形坡度越缓、物源供给越少，其弯曲度越大。尤其是在盆地的坳陷期，由于沉积物的供给明显减少，地形十分开阔，这时的曲流河弯曲度较大；当基准面较低或区域性抬升时，由于河流的下切作用可以形成多级阶地，其中冲积平原的范围则逐渐变小，我国东部中新生代断陷盆地的上
33、第三系的沉积就具有为此特征，这种河流的沉积，其走向往往平行于盆地的长轴方向。另外曲流河还发育有天然堤、决口扇、串沟等溢岸沉积，废弃河道沉积上部或大部则常由泥质充填。这些砂体虽然粗细和发育程度差别较大，但可把各河段的点砂坝串通成一个曲流带砂体，与广泛发育的泛滥平原泥质沉积构成剖面上砂泥岩间互、平面上砂泥岩相变频繁的沉积层系。,曲流点砂坝中所反映的不同层次的储层非均质性特征（据Tyler，1988）,四、网状河,网状河是沿固定的心滩流动的多河道河流。河道因心滩和河岸坚固而稳定，这也是网状河与辫状河的主要区别点。形成网状河需要一些特殊的沉积条件，沉积盆地必须持续下降或控制局部基准面上升，才能保证河道
34、内迅速而连续的填积；注入盆地内的沉积物必须十分充足以保持冲积平原环境；岸质粘结，抗冲性强，使河岸天然堤得以稳定，因此，潮湿气候条件下植被比较发育时，更有利于网状河的形成。Smith（1979，1983）开始研究加拿大西部一些现代网状河时，认为河道和心滩得以稳定，其必需条件是气候适于植被大量生长，因此，网状河道砂的伴生相总有泥炭沼泽。但后来Rust（1978，1983）在澳大利亚干旱大陆也发现了网状河，并且Smith在1983年的文章中已经指出适宜植被大量生长的湿热气候这一条件要重新考虑，认为只要有稳定的岸质就可发育网状河。,四、网状河,网状河道一般出现在河流的下游地区。其沉积物搬运方式以悬浮负
35、载为主。河道本身显示了窄而深的弯曲的多河道特征，并顺流向下呈网结状。河道间则被半永久性的冲积岛和泛滥平原或湿地分开。冲积岛和泛滥平原或湿地主要由细粒物质和泥炭组成；其位置和大小较稳定，与狭窄的河道相比，它们占据了很宽的地区（6090%），由于我国西南部的气候温暖潮湿，因此，一些地区就发育有此类河流。上述四类河道型式的发育受河道坡度、河水流量、河床断面、负载搬运方式和碎屑性质等因素控制，并随着这些因素的变化而变化。因此，在同一条河流内，其河道型式可以有不同的变化。河型实际上是一个连续谱图，一条河流从上游到下游，随着上述流量、载荷物、坡降等控制河型因素的演变，往往由辫状河向低弯度曲流河到高弯度曲流
36、河演化。,第三节 沉积环境及其沉积序列,一、曲流河的环境类型及模式一）曲流河的环境类型 曲流河的主要亚环境类型（即微地貌单元）有河道（包括河床滞留和边滩Point bar）、牛轭湖（Oxbow lake）、天然堤（Natural levee）、决口扇（Crevasse splay）、河漫滩等类型。1、河道（1）河床滞留沉积 又称河道滞留沉积，它由粗砾岩和底部河床滞留砾岩组成，是在河流流量最高时短距离搬运的产物。在正常流动情况下，由于流水冲刷与分选作用，细粒物质不断被带走，砾石则滞留在河床底部。这类沉积常位于河流沉积剖面的底部，其特征明显，向上颗粒逐渐变细过渡为边滩沉积。,曲流河各亚环境沉积特征
37、对比,20世纪60年代，Allen（1963）提出的曲流河的沉积模式，至今仍被看作是曲流河的经典沉积模式，其特点可如下：以陆源碎屑岩为主。从下到上依次为砾岩、砂岩和泥岩。岩性变化频繁，极不稳定，上部偶见泥质灰岩薄层。沉积构造向上变小，交错层理类型由大型变到小型，向上逐渐出现波状和爬升波状层理，中间夹有水平层理，并可发育泥裂、雨痕等。常见植物印痕和植物根，可能有泥炭和煤，也见少量淡水软体动物，如腹足类和双壳类等。以上沉积模式反映曲流河宏观标志组合。在微观上，这些岩层特别是砂岩，在粒度分布、它生和自生矿物成分及其组合特点等方面都比较明显。,三）曲流河的沉积模式,曲流河的沉积模式（据Allen，19
38、64）,曲流河体系的沉积模式及其各微地貌单元的沉积序列（据Walker和Cant，1984；Galloway，1985；Miall，1985）,二、辫状河的环境类型及模式,辫状河流通常是指弯曲度小于1.5的低弯度河流。这类河流的特点是在整个河流的宽度范围(或河谷)内发育有许多被沙坝分开的河道，河道宽而浅，时分时合，频繁迁移，游荡不定，也称作游荡性河道。如前所述，辫状河流多发生在坡度较大的地带。河道坡降大，流速急，对河岸侵蚀快，一般不发育边滩和河漫滩，而发育心滩（河道砂体及砾石坝）。辫状河流的负载大，也有学者将其被称作“超负载（overloaded）”型河流。根据河道沙坝的沉积物组成及粒度粗细，
39、可将辫状河流区分为两种类型：砾质辫状河流；砂质沉积为主的砂质辫状河流。它们无论在沉积特征还是垂向沉积序列上，都存在着较大的差异。,辫状河各类砂坝类型及沉积特征,不列颠哥伦比亚踢马河中的砾石质沙坝的类型（Walker和Cant，1979）,四）辫状河沉积模式,自从Walker and Cant（1976）发表了加拿大魁北克省泥盆纪的辫状河沉积层序后，曾一度被广泛当作所有辫状河的标准沉积层序。随后他们对砂质辫状河的垂向沉积序列又做了进一步的总结，提出了三种基本的沉积序列，即以滩坝、混合作用及河道为主的三类。尽管如此，与曲流河相比，辫状河的变化十分复杂。1985年Miall就此指出辫状河的“每一条河
40、流都不一样”。简单地用一种模式，无法概括类型多样的辫状河沉积特征。故他利用岩相、岩相组合及构形单元的概念，并考虑到了辫状河发育的地质地理背景和气候特征，总结出了6种辫状河沉积模式。在Miall的辫状河模式中，沃克和坎特建立的辫状河沉积层序和模式仅是其中之一。,砂质辫状河的地貌单元、床沙形体及垂向沉积序列示意图（Walker，1984）单箭头表示水流方向，双箭头表示底床迁移方向；,六种以砂砾岩为主的辫状河沉积岩相组合模式（据Miall，1978）,辫状河中的六种垂向沉积序列模式（据ADMiall，1978）,三、网状河的环境类型及模式,一）网状河的环境类型 在现代河流中特别典型的网状河很少见，而
41、在古代沉积物中正确地识别出网状河沉积又很困难，因为要求有很密的井网控制才能做到这一点，因此对网状河及网状河沉积物的研究程度均很低。网状河是由几条弯度多变的、相互连通的河道组成的低能复合体。沉积物搬运的方式以悬浮负载为主。在网状河体系中，冲积岛和泛滥平原或湿地占据了大部分面积（60%90%），所以，厚的高含泥质的粉砂和粘土是网状河流占优势的沉积物。网状河的环境类型可分为河道、天然堤和泛滥平原三类。,网状河各类亚环境沉积特征,网状河的岩性分布及其沉积模式（据Smith，1980）,第五章、三角洲沉积体系,第一节 三角洲的基本分类及其特征,一、基本特征 三角洲是在河流携带大量沉积物流入相对静止和稳定
42、汇水盆地或区域(如：海洋、湖盆、半封闭海、湖等)处所形成的、不连续岸线的、突出似三角形砂体，它供应沉积物的速度比由当地盆地作用再分配的速度要快。通常三角洲是由一个固定供水系统，并且该供水系统最终形成一条主干河流，将沉积物供应给岸线(海岸或湖岸)的局部地区入水体沉积造成突出几何形态的三角洲体，它不断向海或湖前积推进。三角洲是在河流作用与海洋作用共同影响和相互作用下所形成的沉积物堆积体系，这个体系可以从陆上一直延续到水下，所以它们属于大陆与海洋之间的过渡型沉积体。,二、三角洲的分类,由于影响三角洲形成的因素很多，总结起来，大致有八种分类方法。,关于三角洲分类的三角图解(据Galloway，1975
43、)119分别是三角洲名称1、现代密西西比河；2、圣博纳德期密西西比河；3、波河；4、多瑙河；5、育空河；6、马哈坎河；7、埃布罗河；8、尼罗河；9、奥里谱科河；10、尼日尔河；11、伯德金河12、罗纳河；13、圣弗西斯科河；14、科珀河；15、鸭绿江；16、科罗拉多河；17、弗莱河；18、恒河；19、巴生郎加,三角洲沉积体系的类型(Galloway，1975),三角洲的结构成因分类方案,粗粒三角洲的分类,第二节 三角洲的形成、发育及废弃,一、影响三角洲形成和发育的主要因素 河流的流速、泄水量、搬运的泥砂数量和比例；泄水和蓄水体的性质，尤其是其相对密度的大小；蓄水体作用营力的类型(波浪、潮汐、海
44、流)和强度，特别是与沉积物输入量的相对关系；流域盆地的形状与地形；沉积盆地的构造活动与性质，其中包括沉积盆地的稳定性沉降速率和海水进退等；地形坡度的陡缓；气候与风的变化。,影响三角洲沉积作用的因素,浪控三角洲河口坝的分布模式(据LDWright，1977),河流与海洋作用(波浪及沿岸流)相互消长条件下三角洲形态的变迁(据AScott，1969),三角洲及潮汐沙脊的分布模式(据LDWright，1977),沿岸流为主控制的三角洲砂体分布模式(据LDWright，1977),二、三角洲朵状体的废弃、分流河道的分叉及河口坝的形成,三角洲的形成发育过程实质上是分支河道不断分叉和向海方向不断推进的过程，
45、在河流入海的河口附近，由于海底坡度减缓，水流分散，流速突然降低，大量底负载物质便堆积下来，形成河口沙坝。在三角洲形成与发育过程中，河流的迁移、改道与物源供给的短缺将三角洲废弃，而蓄水体盆地作用营力的增强都将对废弃三角洲进行侵蚀和破坏，形成一些相应的砂坝泻湖相，典型的如密西西比三角洲与滦河三角洲。,分流河道的分叉与河口坝的形成(据拉塞尔，1967),密西西比河三角洲平原，由七个三角洲叶状体组成，由老到新形成的顺序是由至（据Fisk,1944和Motgah等，1953）,密西西比河近代(6000年以来)已废弃的各三角洲复合体、朵体的区域分布(据WLFisher和JHMcGowen，1969),75
46、00年以来密西西比河三角洲的演变 a:朵体的演变；b:各时期的三角洲特征与形态,第三节、三角洲沉积环境及相的划分,一、三角洲平原,三角洲平原为三角洲的上部序列，是三角洲的陆上沉积部分。一般来讲，三角洲平原为广阔的低平地区，其上由许多分流河道组成，在分流河道之间有许多相应的微相组成。,三角洲平原环境内成因单元的立体图（Meckel，1972）,1.分流河道或废弃分流河道 分流河道是三角洲平原的主要微相，形成三角洲的大量泥砂都是通过分流河道携带而来的。分流河道具有一般河道的特征，为单向水流，有周期性的水位变化，它可以是曲流河、辫状河、网状河或顺直河，上三角洲平原以辫状河为主，下三角洲平原以曲流河为
47、主。其沉积物以砂质为主，每条分流河道的沉积都为周期性水位变化的单向水流所形成的向上变细的正韵律层序，但比中、上游的河流沉积要细，且分选更好，底部多以中细砂为主，向上逐渐变为粉砂或泥质粉砂及粉砂质泥，最上部为含有大量植物根系的粉砂和粘土层。其底界常具有冲刷面，砂层中有槽状、板状或波状交错层理，向上规模变小。,分流河道的岩层界限和沉积构造（据Reading，1978，据Kelling&George，1971）,2.分流间湾 分流间湾为分流河道之间的沉积，前端常与海或湖相相连通。其岩性主要为泥岩、粉砂质泥、泥质粉砂岩，也可有细粉砂岩透镜状砂体存在。当三角洲向海推进时，它们最终多被决口扇、次三角洲或泛
48、滥洪水带来的沉积物充填。分流间湾泥岩在层序上往往向下渐变为前三角洲洲泥岩，向上渐变为富含有机质的沼泽沉积。沉积构造以水平层理、透镜状及波状层理为主，生物扰动作用强烈，偶见海相化石。3.天然堤 三角洲分流河道两侧的天然堤与正常河流的天然堤相似，只是它们靠近海或湖。天然堤位于分流河道两侧，向河道方向变陡，向外侧变缓。天然堤在上三角洲平原发育较好，向下游方向其高度减小，宽度增大。其粒度比分流河道与决口扇细，以粉砂和粉砂质泥岩为主，水平层理和波状交错层理发育，也常见水流波痕、植屑、植茎、植根及潜穴等，生物扰动构造也很发育，有时可见雨痕和干裂等构造。由于洪水期与平水期的交替，天然堤的层序呈现出粉砂与粉砂
49、质泥岩互层的特点。,4.决口扇 由于河道弯曲度的加大、构造活动、洪水作用的影响使分流河道中的河水冲破天然堤，注入分流间湾地带，其沉积物堆积成扇状，形成决口扇，也叫次三角洲。这种决口扇与正常河流的决口扇沉积特征相似，它们在横向上和纵向上叠合形成三角洲复合体，典型的如现代密西西比河三角洲分流间湾的决口扇。5.沼泽和泥沼 沼泽沉积在三角平原上分布最广，通常占三角洲平原面积的90%以上，但其中砂体不发育，多为暗色泥岩、泥炭或褐煤沉积，可夹洪水携带的粉砂岩。常见的沉积构造有块状层理、水平层理、生物扰动，有时可见潜穴。常含有植屑、炭屑、植根、介形虫、复足类及菱铁矿等。泥沼与沼泽相似，两者的主要区别是前者长
50、有大树及灌木等高等植物，大面积的泥沼沉积常发育于沼泽后面的上三角洲平原地区。,现代密西西比河三角洲分流间湾的决口扇沉积（Coleman和Gagliano，1964）,二、三角洲前缘,（1）水下分流河道 水下分流河道是三角洲平原分流河道向湖/海内的继续延伸，由于它位于水下，故称为水下分流河道。河流作用愈强，水下河道愈长，呈条带状垂直岸线分布。岩性剖面为多层小正韵律砂岩叠合而形成的砂体，周围泥岩为灰、灰绿至暗色含湖/海相化石的滨浅湖/海相泥岩，不同于下三角洲平原的分流河道。当水下分流河道很发育时，在河道之间可出现水下分流间湾、水下天然堤等微相。（2）河口坝 河口坝是三角洲中最具特色的砂体，它出现的
