峡道沉积特征研究综述
沉积与成岩特点以及对储集层的控制论文.
沉积与成岩特点以及对储集层的控制论文2019-05-01引言下三叠统飞仙关组是川东北地区油气勘探的重要目的层，也是该地区主要的储集层。
飞仙关组储集层主要发育在鲕滩地层中，沿开江―梁平陆棚两侧的台地边缘分布，层位主要集中在飞一段和飞二段。
前人对飞仙关组鲕滩的层序地层、沉积相展布、成岩作用、成岩演化等都进行过研究[1-10]，但主要针对的是陆棚东侧的普光地区，而对位于陆棚西侧的元坝地区研究较少。
虽然普光地区和元坝地区具有相同的沉积背景，但其鲕滩的沉积特征、成岩作用差异却很大。
本文以普光和元坝地区的鲕滩为研究对象，对比分析陆棚两侧鲕滩的沉积、成岩特征，并初步探讨它们对储集层的控制作用。
1 地质背景川东北地区位于四川盆地东北部(见图 1)，长兴组―飞仙关组沉积时期该地区属于碳酸盐台地的一部分[11]。
受北部广旺台盆的形成演化、米仓山与大巴山构造带及“峨眉地裂”运动的共同影响[2-3，5，12]，晚二叠世早期该地区处于拉张状态，沿开江―梁平一线形成了局部凹陷。
这一局部凹陷即为长兴组―飞仙关组沉积时期的开江―梁平陆棚。
开江―梁平陆棚的形成和演化对川东北地区沉积相带展布具有一定的控制作用。
飞一段沉积期，沿开江―梁平陆棚两侧分别发育台地边缘斜坡相、台地边缘相和台地相沉积。
随着相对海平面的下降，飞二段沉积期，陆棚两侧的沉积相带均有向陆棚方向迁移的趋势，其中陆棚西侧的沉积相带迁移距离较长，而陆棚东侧的沉积相带迁移距离较短，东侧的台地相演化为局限台地―蒸发台地相，沉积了大量的膏云岩和膏岩。
飞三段沉积期，川东北地区进入快速沉积阶段，沉积物基本填平了陆棚。
飞四段沉积期，全区除普光 6井附近发育少量局限台地外，其余大部分地区均为蒸发台地。
飞仙关组处于三级相对海平面的下降半旋回，飞仙关组沉积末期相对海平面下降到最低(见图 2)，鲕滩地层主要发育在飞一段顶部和飞二段。
2 鲕滩沉积碳酸盐岩鲕滩沉积主要分布在台地边缘或海水能量较高的内缓坡，台地内部只发育一些规模较小的点滩。
乌鲁术齐县后峡勘查区西山窑组沉积特征及成煤环境
图 １ 乌 鲁 木 齐 县 后 峡地 区 区域 构 造 图
１ 地 质 概 况
勘 查 区位 于 后 峡 坳 陷 西 部 偏 北 ． 煤 地 层 时 代 为 侏 罗 系 含 中 统 和 下 统 ， 煤 地 层 划 分 为 侏 罗 系 下 统 八 道 湾 组 （ｉ） 含 Ｊ 和 ｂ 侏 罗 系 中统 西 山 窑 组 （２） 西 山窑 组 含 煤 层 数 多 、 度 大 、 Ｊ 。 ｘ 厚 稳 定 性 好 。 主 要 含 煤 地 层 ： 次 是 八 道 湾 组 。 区 内出 露 的 地 为 其 该 层 由 老 至新 有 ： 中石 炭 统 奇 尔 古 斯 套 组 （ ２）侏 罗 系 下 统 三 Ｃｑ 、
罗统山西窑 组沉积特征 和成煤环境 ． 为该 区煤炭资 源远景调
查 提 供 方 向
层 为主 ， 明显 的旋 回特征 。① 下段 （ｘ） 西 山窑组 主 有着 Ｊ 是 ２
要 的含 煤层 段 ， 层 厚度 ７ １ ８ 为一 套 湖泊 相 、 滨 相 、 地 ３ ． ｍ， ３ 湖 泥 炭 沼 泽 相 、 泽 相 沉 积 。 性 组 合 由灰 色 灰 黑 色 、 灰 色 粉 沼 岩 深
段 以 细 粒 相 的 岩 层 为 主 ： 段 以 的近东西 向狭 长盆地 。受区域差异 升降运动 的控制 ．
古生 界 的泥盆 系 ． 炭 系形成 中高 山系 ． 石 中生 界 则 赋 存 在 相
对下 降 的低 洼处 ． 区域 剧烈 的构造运 动 ． 使侏 罗纪 煤系地 层
后 峡 勘 查 区 位 于 天 山 北 麓 准 噶 尔 盆 地 南 缘 ． 乌 鲁 木 齐 属 中生代 山间盆地一后 峡盆地 ， 一个西 宽东窄 、 低东 高 、 是 西 北
（２ 和第 四系 （ 。现就勘查 区内主要地层分 述如下 ： Ｊ） ｔ Ｑ）
沉积相(特征)简述
简述题１试比较曲流河与辫状河的沉积特征。
２试比较边滩与心滩的沉积特征。
10分答：边滩的沉积特征如下：①岩石类型：以砂岩为主，成分复杂，成熟度低，常为长石、岩屑砂岩等。
②粒度特征：变化大，主要为跳跃总体，次为悬浮总体，分选中等，具正韵律。
③层理构造：特别发育，多种多样，一般由下至上，由大型槽状、板状交错层理→小型交错层理→水平层理。
④砂体形态：常呈板状，宽度几十米~几十公里。
⑤垂向层序：下部为滞流沉积，上部为堤岸沉积。
心滩的沉积特征：①岩石类型：以砂岩为主，其成分比边滩更复杂，成熟度更低。
②粒度特征：变化范围大，比边滩更粗，具正韵律。
③层理构造：以大型板、槽状交错层理为主，底部常具冲刷面。
④垂向层序：下部为滞流沉积，上部一般缺少堤岸和泛滥盆地沉积。
⑤废弃河道一般不形成牛轭湖。
３试比较粗、细边滩的沉积特征。
答：粗、细边滩的沉积特点见下表：４试比较曲流河、辫状河、网状河的沉积特征。
答: 曲流河、辫状河、网状河的沉积特征见下表：５试比较曲流河与辫状河的垂向层序的特点。
答: 曲流河垂向层序的特点是：由下向上，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，从而构成了一个典型的间断性正旋回，二元结构较为明显，顶层沉积和底层沉积厚度近于相等或前者稍大于后者。
与曲流河相比，辫状河在垂向层序上有以下特点：第一，河流二元结构的底层沉积发育良好，厚度较大，而顶层沉积不发育或厚度较小；第一，底层沉积的粒度粗，砂砾岩发育。
第三，由河道迁移形成的各种层理类型发育，如块状或不明显的水平层理，巨型槽状交错层理，单组大型板状交错层理等。
从以上曲流河与网状河的沉积特征可以看出，二者的不同点是：①网状河的沉积物粒度更细，泥质沉积物所占比例更高，很少出现粗砂以上的颗粒。
②泥炭沉积较曲流河更为普遍发育。
③网状河的“二元结构”中底层沉积更少，而顶层沉积更为发育。
７试比较曲流河中天然堤、决口扇、河漫滩沉积的一般特征。
长江三峡地区夷平面分布特征及其形成年代
第!"卷第#期中国岩溶$%&’!"(%’# !))*年+月,-./01023,-/3(3,-4567 7777777777777777777777777777777777777777777777777777777777777777777’!))*文章编号8#))#9:;#)<!))*=)#9)):)9)*长江三峡地区夷平面分布特征及其形成年代>谢世友#?!袁道先#?王建力#?况明生#<#’西南大学资源与环境科学学院?重庆:))@#"A!’西南大学三峡库区生态环境教育部重点实验室?重庆:))@#"=摘要8通过野外路线考察?典型地区填图?地质B地形图判读?航片B卫片验证B核对及前人资料分析和年代学方法对长江三峡地区的地貌进行了研究C结果表明8该区现代河谷之上存在两级夷平面和一级剥夷面C高夷平面分布高度为海拔#@))D!)))E?完成于老第三纪末A低夷平面分布高度为海拔#!))D#"))E?完成于上新世末A剥夷面分布高度海拔为;))D#!))E?形成年代为+’:D#’;45F’G’C高夷平面在地貌上表现为宽浅的坳谷洼地与低矮的缓丘相结合呈现一派波状起伏的老年期地貌景观A低夷平面多表现为高大的岩溶丘陵与大型洼地相组合的岩溶台面洼地两侧多有水平溶洞发育A剥夷面可以岩溶盆地B山间盆地B岩溶台面B河谷盆地B岩溶洼地及河流宽谷等多种地貌形式存在?没有大范围可比性C关键词8三峡地区A夷平面A剥夷面A形成年代中图分类号8G H+#’"文献标识码8-I引言李四光最早指出中国大陆地势的一个显著特点是由青藏高原向太平洋沿岸逐级下降形成三个巨大的地形台阶8第一台阶为青藏高原?平均海拔:)))D""))E A第二台阶为内蒙古J鄂尔多斯J云贵高原?平均海拔#)))D!)))E A第三台阶为中国东部丘陵平原平原的海拔在)D!))E之间?丘陵低山的平均高度不超过#)))E C这三大台阶之间的过渡地带都是地形突变区河床比降大?河流常深切形成峡谷C 长江发源于青藏高原顺地势东流入海C当它流经第一个地形陡坡带时形成了金沙江大峡谷A当它流经第二个陡坡带时形成了著名的长江三峡C无疑?长江是在切过三峡之后才上下贯通B形成泱泱大河的C因此?三峡地区的地貌发育与演化过程在长江河谷研究中地位十分突出长期以来倍受关注?是我国地貌学研究的代表地区之一C夷平面与地文期研究是揭示区域地貌演化过程的重要手段C特别在三峡地区?因隆起带抬升作用?长江及其支流强烈下切地形十分破碎?加之地处亚热带湿润地区地面冲刷严重?测年材料匮乏?因此前人主要通过地形分析与区域对比的方法对该地区的地貌演化进行研究K#D:L为我们今天的工作奠定了良好的基础C但以往的研究受种种条件限制?学者们的研究结论差异较大远未取得统一认识K"D;L C本文选择长江与清江间的分水岭地块为主要研究区<图#=?根据野外实地考察B航片卫片判读B地质地貌剖面分析?结合相关沉积分析B洞穴考古及年代学研究结果?着重探讨分布于三峡地区现代河谷之上的夷平面特征及其年代问题CM夷平面分布与特征在三峡地区高位的平坦地面与深切的现代河谷形成明显的地形反差?是地形地貌研究的良好场所C 长江与清江在研究区内自西而东平行流动两江间水平距离仅数十公里C三峡段的水面高程不足#))E?但它与清江间的分水岭高度差可达!)))E以上<图!=C 综合应用上述手段?分析B对比B验证结果表明?三峡地区存在三级夷平面?其分布高度分别为#@))D>基金项目8重庆市科委研究项目<!)):9;!";=第一作者简介8谢世友<#H*)9=?男?教授?从事第四纪与自然地理研究C 收稿日期8!))"9#!9!:图!研究点"线位置分布图#砾石与高程据文献$%&’()*+,-./0123)4*516057890)560.48/:2;)<60,+地质地貌剖面位置=>+砾石分布点及其高程=?+考古发掘地=@+重点调查点=A+城镇>B B B C#高夷平面’",>B B D,A B B C#低夷平面’和E B B D,>B B C#剥夷面’F!+!高夷平面主要分布在远离河谷的分水岭地区G构成长江与清江的分水高地F在图>中大山包"王家坪"茅草坝等地G山原形态保存较好G岩溶台面特征明显G地面波状起伏G高差较小#见图?’=当其出露于构造带附近或与非可溶性岩体接触带常发育有深陷的洼地和波立谷G 波立谷的谷底高程多在,@B B D,A B B C之间G如湖北巴东绿葱坡"建始龙潭坪等处都很典型$@&=第三种表现形式是由等高山峰密集排列组成的峰顶面G这主要是原始地面被切割破坏后的残留形态G因此多分布在平坦山原的边缘位置或隆起带的边界地带F该级夷平面可由寒武系"志留系"二叠系和三叠系等不同时代的地层组成G它削切不同时代的构造G 在大范围内保持相近的高度G并且与其下的夷平面常呈陡坡过渡F我们与多数学者的看法相同G认为,H B B D>B B B C夷平面是三峡地区的最高山顶夷平面F!+I低夷平面这级夷平面围绕高夷平面分布G范围更广G是隆升山地的主体地面F其组成可以是从寒武纪到侏罗纪各个时代的地层F由于岩性的差异"分布位置的不同和新构造运动的影响G该级夷平面的地貌表现是多种多样的G并发生变形变位F在连片的灰岩出露地区G地面多表现为高大的岩溶丘陵与大型洼地相组合的岩溶台面F台面上的溶丘与洼地之间的相对高差可达B B D@B B C G洼地两侧多有水平溶洞发育F在地面上和溶洞中常有磨圆极高的河流砾石G并发现有浅绿色基性火山岩砾石和紫色安山岩砾石$J&G说明砾石来源于外地G河流长距离搬运G 当时地面应该是完整而连续的F当地面离开高夷平面时G往往变形为平顶的梁状山脊向外延伸G并在多数情况下形成长江一级支流的分水岭F虽然在靠近现代河谷的地方G该级夷平面已被切割成互相分隔的山梁G但早期的地面痕迹尚可辨认F考察中我们在巫山县的望天坪和丰都县的鸡石尖发现了残留的古风化壳和铁盘F根据对堆积物的化学分析和电镜观察G结果具有明显的石灰岩风化壳特征G表明当时三峡地区处于风化壳发育的低地环境#另文介绍’F海拔,>B B D,A B B C这级夷平面不仅削切不同时期的构造与岩层G在广大范围内保持稳定的高度G而且流水作用证据充分G夷平面上铁质风化壳的存在反映已到达准平原发育最后阶段的风化时期F!+K剥夷面低夷平面之下的地面高度变化很大G主要与岩性"构造"流域和距现代河谷的远近有关F由于影响因素众多G其形态特征更是多种多样F长江两岸的大支流可向分水岭高地内部延伸G在顺构造软弱岩层侵蚀的情况下G有时以宽谷形式伸入到夷平面内部G当不同方向的宽谷汇合时形成马鞍状分水岭或宽谷廊道F如长江抱龙河与清江盆家河G长江长滩河支流后河与清江的分水岭都是马鞍状宽谷G 其高程接近,>B B C F长江龙驹河"清江长偏河在向分水岭延伸时G也形成,>B B C左右的地面G清江花天河,@第>A卷第,期谢世友等L长江三峡地区夷平面分布特征及其形成年代"# $% &’( )* ) $ # + , -./) 0 ) $ 1 , 0 2 # + 0 1 ) 3 # * ( 4 5 ( / 6 ( ( -7, -$ / 8 ( , -.9# -$1# : ( 1& >中国岩溶& D D @年图!茅草坝夷平面分布图"#$%&’#()*#+,)#-.-/012.2)#-./32),*3(#.42-52-+22*326%78999:;8%6<99=8999:;&%6>99=6<99:;?%@6>99:;>%落水洞;A%洼地北岸也形成高度相近的宽谷B在利川盆地C由于远离长江与清江干流C灰岩地面在低夷平面的基础上向下以溶蚀作用为主C形成了目前海拔6699:左右的溶盆景观B其地表流水虽已归入清江水系C但却是通过腾龙洞以溶洞续接C并未改变利川盆地外围的岩溶台面形态B同样是由三叠纪嘉陵江灰岩组成的地面C在奉节县兴隆区境内C因距长江较近C地面已被大支流切过C 地表表现为峰丛与洼地的组合形态C溶斗D落水洞D塌陷坑等漏陷地貌星罗棋布并有众多盲谷发育C地面起伏很大C地表十分破碎C与利川溶盆景观形成鲜明对比B在巫山县海拔E&9:的大庙一带C早年北东向的古宽谷地形保存完整F A G C在宽谷边缘的溶洞中发现了著名的H巫山猿人I F69G B在秭归盆地C该级夷平面表现为向盆地中心倾斜的红盆地形B而沿长江河谷C在云阳D奉节之间C该级夷平面则表现为向长江倾斜的连续地面C具有河谷盆地的特点B总之C E99=6899:这级夷平面C可以岩溶盆地D 山间盆地D岩溶台面D河谷盆地D岩溶洼地及河流宽谷等多种地貌形式存在C各地面的高度不一致C有各自的局部侵蚀基面B反映当时地面夷平程度较低C尚未形成统一的水文网B根据’2J#(侵蚀循环理论C这是壮年期的地貌特征B因此C可用H剥夷面I概称之C以区别于前述的两级夷平面B K夷平面形成年代探讨K%L高夷平面形成年代高夷平面形成年代目前还只能用相关沉积和构造事件来推断其形成年代B在三峡地区内部及周边地带普遍沉积早第三纪红层B黔江正阳盆地与来凤盆地是隆起带内部的山间断陷盆地B该红层表现为一套从山麓相逐渐过渡为河湖相最后是广泛的湖相沉积C是一套从褶皱后的强烈侵蚀开始C逐渐剥蚀夷平的堆积C一般视其为当地最高山顶夷平面的相关沉积F66G B在峡东地区C该套地层在岩相上也表现为由粗到细的变化C其内部为整合接触C但与上第三纪地层为角度不整合B在长江南岸的仙女山盆地中C该套地层的分布高度已超过6>99:C 考虑到后期蚀低和堆积时两旁山地一定高于盆地C认其为高夷平面相关沉积是可信的B最近C张峰等应用裂变径迹方法测定仙女山红层F68G C其形成时代为8>M&6N8%E42O%P%B因此C这套地层结束于老第纪末是毫无问题的B向西C高夷平面在川东华蓥山一带C表现为海拔6>99=6A99:的峰顶面B夷平面削切由四川运动形成的褶皱山地C因此其形成时代当是四川运动发生以后B四川运动的发生时间C确定为相当于喜马拉雅运动第一幕F66G B因此C可推断其完成年代在喜马拉雅运动Q Q幕之前的渐新世末或中新世初B&第8>卷第6期谢世友等R长江三峡地区夷平面分布特征及其形成年代向东!高夷平面受大地构造背景控制!变形较快"江汉盆地西部上第三系掇刀石组与广华寺组不整合于下伏地层之上!不整合面所代表的褶皱运动为喜马拉雅第##幕!三峡地区最高山顶夷平面因此次运动而解体破坏$%&’"根据以上讨论!我们认为鄂西期夷平面完成于喜马拉雅运动第##幕发生之前的老第三纪末!时代晚于()*+,-.-"/-/低夷平面形成年代显然!低夷平面开始发育的时间是高夷平面被解体后的新第三纪早期"在江汉盆地的外围区域和平原内部!上第三系都是一套连续沉积!没有间断!是一个独立的大韵律层"根据相关沉积理论!沉降区这套地层可视为低地面从隆升到夷平的相关沉积"从地形变化上看!低夷平面延伸至黄陵背斜的南翼和东翼后迅速降低并削切第三纪地层!形成缓起伏的红层丘陵!而又为早更新世砾石层所覆盖$%0’"因此!低夷平面是在红层沉积之后的晚第三纪时形成的"从气候学特点看!江汉盆地的上第三系所含孢粉以被子植物为主1胡桃2栎2栗2桦2榆3!含裸子植物!以具气囊的松柏类为主!蕨类中有大量水生的水龙骨孢!总体上孢粉组合反映为温暖针1落3叶2阔叶混交林类型!应为湿润的暖温带气候环境$%)’"而低夷平面上溶丘高大2洼地深陷2坡立谷发育2干谷盲谷众多!这些现象也都反映了夷平面发育时比较暖湿的气候特点"这种气候特点明显不同于江汉和四川两盆地早第三纪膏盐沉积所反映的干燥气候!而与晚第三纪地层记录相对应"因在鸡石尖2望天坪首次发现了红色风化壳及铁盘!它们与江汉盆地中的铁质壳和四川盆地中的古风化壳同是低夷平面的产物!而红色风化壳被认为是夷平面发育到最后阶段的产物$%4’!所以低夷平面的截止年代当是红色风化壳发育的终止时期"红色风化壳是江汉盆地划分第三纪与第四纪的岩性标志!其上覆地层的古地磁位于高斯正向期马莫斯负极性事件前后1上下3!距今年龄&556&05万年左右$%7’!而覆盖于四川盆地古风化壳之上大邑砾岩的底部年龄为&-&5 *+,-.-$%8’"我们对望天坪风化壳上覆土状堆积物的石英砂9:;测年!结果为(-&7*+,-.-"同时!我们还对建始盆地西侧砾岩层的胶结物进行9:;测年!结果为&-%*+,-.-"虽然建始盆地的高程仅455<左右!但山间盆地的磨拉石堆积可反映山地的构造抬升事件"综合以上分析!我们认为低夷平面肇始于晚第三纪初的喜马拉雅##幕构造运动!截止于&-56&-0*+,-.-前后的构造事件1相当于喜马拉雅###幕3!而两构造事件之间的平静时期形成了该级夷平面"/-=剥夷面形成年代剥夷面是在低夷平面被喜山运动###幕破坏之后的基础上发育起来的!因此它的下限时间为&-56&-0*+,-.-!这是毫无疑问的"其上限时间!即855<剥夷面的形成年代可以通过巫山猿人洞的实测年龄加以确定"猿人洞位于巫山县海拔8&5<大庙盆地的古大溪河岸边!其北面就是深切的现代长江峡谷"古环境研究表明!当时大庙一带为低地的宽谷或湖泊沼泽汇水环境!相当于周边山地的侵蚀基面$%>’"?巫山人@化石的实测年龄为%-856(-50*+,-.-$(56(%’!可作为剥夷面发育的上限时间"之后!长江进入以深切峡谷为特点的河谷发育时期"=结论通过以上分析!得出如下结论A1%3三峡地区现代河谷之上层状地形明显!为两级夷平面和一级剥夷面"1(3高夷平面主要分布在长江与清江的分水岭地区!远离现代河谷!地面较平坦完整B低夷平面主要构成长江一级支流的分水岭高地!多受流水和岩溶作用改造!完整性差!地面起伏较大B剥夷面的地貌形式多样!表明当时地面尚未夷平!循环演化因回春中断"1&3深切峡谷的发育时间!应在剥夷面形成之后"参考文献$%’叶良辅!谢家萍-杨子江流域巫山以下之地质构造与地文发育史$C’-地质汇报!%>()!第七号A77D78-$(’丁锦惠-鄂西高原地文期辨析$C’-中国岩溶!%>87!41&3A())6 (4(-$&’,+E F G H E!I-,-!%>&)-J K L M K N O P Q E+M K P R K P O S G E N G T S K L U+V Q S W L $C’-*L<-I L G X-:H E Y-Z K P V+!:L E-[!%0A%(D%0-$0’沈玉昌-长江上游河流地貌$*’-北京A科学出版社!%>4)-$)’刘兴诗-四川盆地的第四系$*’-成都A四川科学技术出版社!%>8&-$4’杨达源-长江三峡的起源与演变$C’-南京大学学报1自然科学3!%>88!01&3A044D07(-$7’沈继方!王增银!王良忱!等-鄂西清江下游古岩溶角砾岩特征及形成环境$C’-中国岩溶!%>>&!%(1%3A%D>-0中国岩溶(554年!"#王增银$沈继方$徐瑞春%鄂西清江流域岩溶地貌特征及演化!&#%地球科学$’(()$*+,-./-0(1---%!(#杨联康%长江三峡夷平面上发现古河成砾石!&#%地理学报$’((’$-2,0./030103-%!’+#黄万波$方其仁%巫山猿人遗址!4#%北京/海洋出版社$’((’%!’’#郭正吾$邓康龄%四川盆地形成与演化!4#%北京/地质出版社$’((2%!’*#张峰$林文祝$周继颐%裂变径迹研究仙女山断裂带断裂时期!&#%科学通报$’(("$-0,*0./*))-1*))2%!’0#甘昭国$梁恩宇%四川盆地褶皱形成时间及期对油气聚集的控制!&#%天然气工业$’(""$",-./*21*(%!’-#戴广秀$殷正宙%对鄂西中生代后期至今地质史的意见!&#%水文地质工程地质$’()"$(,’.%!’)#鄢正武%江汉平原北部边缘区晚新生代地层的研究!5#%中国地质大学学位论文集,一.!6#%武汉/中国地质大学出版社$’(""%!’2#盖勒恃&%7%著$黄秉维译%新观点下的夷平面8梯级山地8单斜山!&#%地理学报$’(2+$*2,*.%!’3#康悦林%江汉平原第四纪地质划分与古气候分期!&#%湖北地质$’("3$’,’.%!’"#黄镇国$张伟强$陈俊鸿%中国南方红色风化壳!4#%北京/海洋出版社$’((2%!’(#郑绍华%四川贵州地区第四纪啮齿动物!4#%北京/科学出版社$’((0%!*+#刘椿$金增信$朱日祥%中国最早人类化石地层年龄的测定!&#%第四纪研究$’((’$’’,0./**’1**"%!*’#9:;<=>%?%@A ;B %C ;D B E9F G F;<H;I I F J K ;A @H;D A K L ;J A I L D F G5I K ;!&#%M ;A :D @$’(()$03",’2./*3)13"%N O P Q R S P TU NQ 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G B The physigraphic history of the Yangtze 19354.沈玉昌长江上游河流地貌 19655.刘兴诗四川盆地的第四系 19836.杨达源长江三峡的起源与演变 1988(03)7.沈继方.王增银.王良忱鄂西清江下游古岩溶角砾岩特征及形成环境 1993(01)8.王增银.沈继方.徐瑞春鄂西清江流域岩溶地貌特征及演化 1995(04)9.杨联康长江三峡夷平面上发现古河成砾石[期刊论文]-地理学报 1991(03)10.黄万波.方其仁巫山猿人遗址 199111.郭正吾.邓康龄四川盆地形成与演化 199612.张峰.林文祝.周继颐裂变径迹研究三峡仙女山断裂带断裂时期 1998(23)13.甘昭国.梁恩宇四川盆地褶皱形成时间及期对油气聚集的控制 1988(04)14.戴广秀.殷正宙对鄂西中生代后期至今地质史的意见 1958(01)15.鄢正武江汉平原北部边缘区晚新生代地层的研究 198816.盖勒恃J F.黄秉维新观点下的夷平面-梯级山地-单斜山 1960(02)17.康悦林江汉平原第四纪地质划分与古气候分期 1987(01)18.黄镇国.张伟强.陈俊鸿中国南方红色风化壳 199619.郑绍华四川贵州地区第四纪啮齿动物 199320.刘椿.金增信.朱日祥中国最早人类化石地层年龄的测定[期刊论文]-第四纪研究 1991(03)21.Huang W P Early Homo and associated artifacts from Asia 1995(16)1.学位论文屈波长江三峡地区层状地貌研究2005本文通过对长江三峡层状地貌的研究，较详尽的记述了三峡层状地貌的发育与演化过程，根据地貌发育特征分析了三峡贯通的时代与成因。
泥石流扇的沉积物特征-概述说明以及解释
泥石流扇的沉积物特征-概述说明以及解释1.引言1.1 概述泥石流扇是一种由泥石流在山谷底部或坡地上形成的地貌特征。
它是由于泥石流的巨大冲击力和较大输沙能力所引起的，通常表现为一个宽阔的扇形沉积物体。
泥石流扇的形成主要是由于泥石流在山谷中快速流动时，沉积物在平缓坡地处逐渐减速并沉积下来。
这些沉积物包括岩石碎屑、泥土、砂砾等，形成了一个高度变化较小的平缓扇形地貌。
泥石流扇的形成过程可以分为三个主要阶段：泥石流的初动阶段、泥石流的传输阶段和沉积阶段。
在初动阶段，由于山坡发生滑坡、崩塌等地质灾害，大量岩石碎屑和土壤以泥石流的形式迅速流下山坡，带来剧烈的冲击力和破坏力。
在传输阶段，泥石流沿着河流或沟谷流动，输送大量的沉积物，造成河道和河岸的严重破坏。
最终，在沉积阶段，泥石流逐渐放慢速度，沉积物开始逐渐堆积，形成了扇形的沉积体。
泥石流扇具有一些特征，其中最明显的是扇形的形态。
泥石流扇的形态较为平坦，有时稍微倾斜，中心的高程较高，向外逐渐降低。
扇头处可能形成圆形或卵形的堆积体，而扇脚处则常常发展出堤阻、台地等地貌特征。
此外，泥石流扇的沉积物主要由岩石碎屑、泥土和砂砾组成，通过输运和沉积形成了层理和交错结构。
由于泥石流扇的沉积物颗粒粗大，具有较高的结构稳定性，因此往往能够长期保存，成为研究泥石流扇演化历史和环境变化的重要依据。
总之，泥石流扇是由泥石流在山谷中沉积形成的一种地貌特征。
它具有特殊的形态和沉积物特征，不仅为研究地质灾害和环境演变提供了重要的样本，也为了解泥石流的形成机制和预测防治提供了重要的参考依据。
1.2文章结构文章结构部分的内容可以如下所示：1.2 文章结构本文主要围绕泥石流扇的沉积物特征展开研究与讨论。
文章分为以下几个部分：第一部分是引言，将对泥石流扇的概述进行介绍，明确本文的研究目的，并简要说明文章的结构安排。
第二部分是正文，将依次介绍泥石流扇的形成原因、主要特征以及重点关注的沉积物特征。
首先，我们将分析泥石流扇形成的原因，包括地质构造、气候因素、水动力过程等。
台湾海峡的海洋沉积环境研究进展
海三 科 ２ ００ ４ ；福 建省 自然 科学 基金 资助 项 目 （０ ９０ ２ ８ ：国家专 ０９ ０ ） ２０Ｊ １１ ） 基金 项 目： 国家海 洋 局第三 海 洋研 究所基 本科 研业 务 费专 项资金 项 目 （
摘
要 ： 台湾 海峡 是我 国最 大 的海 峡 ，也是 南海 与东 海进 行 ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ质 和 能量 交换 的主 要通 道 。区 域 内地震 、 台风等 灾 害多 发 ，潮流 作用
较 强 ，同 时受 黑潮 分支 、南 海 暖流和 东 海环 流等 多种 水 系 的影 响，众 多 的 山溪性 中 小型河 流 从海 峡两 侧流 入海 洋 ，为 海洋 沉积 环境 的研 究 提供 了一个天 然 的实 验场 。基 于 台湾海 峡 的沉 积环 境分 区 、 台湾海 峡潮 成 沙脊 的沉 积环 境 、 山溪性 河流 入海 沉积 通量 等 方面 进 行综 述 ，较 系统地 论 述 了 目前 在 台湾海 峡 沉积 环境 方面 所进 行 的研 究工 作 ，并 为今 后更 好地 研 究该 区域 物质 通量 的输 移 过程 、途
ｏ ｕｒｅ ｎ ｅｓｒ ｉ．ＴｈｅＴａｗ ａ ｔａｔｈａ ｔｏ ｃｃ ｒ ｄ ｉ ｔ ｔａｔ ｈ ｉ ｎ ｓｒ ｉ ｓｓｒ ｎｇｅ ｄｅ ａ ｓｉ ｐ ｃ ｅ ｙ ｔ ｅ ｂ ａ ｈ ｏ ｒｔ ， ｎｄ ｉ ｍ ａ ｔ ｄ ｂ ｒ ｎｃ ｆＫｕｓ ｒ ｉ ｈ ｈｉｏ， ｓ ｕ ｉ ａ ｏ ｔ Ｃｈ ｎａＳｅ ｈ ｗ ａ ｌ ｕ ｒ ｎ ｎｄ Ｅａ ｔＣｈ ｎ ｅ ｉｃ ａｉ ｎ，ａ ｅｌａ ａ ｇ ｍ ｂｅ ｆ ｓ ａ １ａ ｅ ｕｍ —ｉ ｅ ｏｕ ａ ｎ ｒｖ ｒ ｒＴ ｃ ｒｅ ｔａ ｓ ｉ ａ Ｓ ａ ｃｒ ｕｌｔｏ ｌ ｓｗ ｌ ｓａ ｌ ｒ ｅ ｎｕ ｒｏ ｍ ｌ ｎｄ ｍ ｄｉ ｓｚ ｄ ｍ ｎｔｉ ｉ ｅ ｓ
意大利中部近亚得里亚盆地更新统粗粒海底谷充填物的沉积学、体系结构及层序地层研究
海洋地质
２ １ 年第 ３期 ０１
意大利中部近亚得 里亚盆地更新统粗 粒 海底谷充填物的沉积学 、体 系结构 及 层 序 地层 研 究
Ｃ ｕ ｉ Ｄ ｅ ａ Ｇｎ ａｔａ ｅ ａ ｌ ｄ ｉ ｌ ｉ Ｃｎ ｌ ｓ 等著 ａ ｏ Ｃｍ ｏ ａｍ ｓ
摘要 近亚得里亚 盆地 （ 大利 中部东 区）上 新世一更新世地 层沿隆起 的盆地 西缘充分 暴 意
２ ０ ；Ｌｂｕｄｔ 等 ，２０ ；Ｆｌ ｎ 等 ，２０ ；Ｆｇｅ ｅｏ等 ，２ １ ；Ｋ ｎ ，２ １ ；Ｌ ． ０ ７ ａｏｒｅ ｅ ｔ ０ ８ ｉ ａｉ ｄ ０９ ｉ ｉｄ ｕｒ ０ ０ ａｅ等 ００ ａ
ｂｕ ｅｅ Ｂｚ ００ ｙ ｓ ，２１） ｏｒ ｔ 和 ｅ，２１；Ｐｌ 等 ００ ，不幸的是 ，找到如此合适的露头一般较难 ，因 ｄｔ ｅ 为大多数露头都不连续、被错断了或出露情况差 。 近亚得里亚盆地 （ 意大利 中部东区）内出露 的上新世一更新世碎屑填充物提供 了一 系列夹在厚层半远洋 泥岩序列 中的剥蚀 限定 的浊积体系露 头 （ ａｔａ ｅ ａ ，１８ ， Ｃｎ ｌ ｓ 等 ａｍ ｓ ９６
露于地表 ，其 由一 系列夹于厚层半远洋泥岩序 列 中的粗粒 陆坡峡谷 充填物所 组成 。本文 以 出露 于 ＣＨ ｏｔ ｏｅ的众多海底 峡谷 填充 中的两个 （ Ｃ Ｃ 和 Ｃ Ｃ ）为研究对 象 ，进 ｏｅＭ ｎ ｒ ａｎ 即 Ｍ１ Ｍ２
行精 细沉积学 、地层结构和层序地层解释研究 。研 究地层具 大量重力成 因沉 积过程存在 的
证据 ，其 主要是 与影 响大多数沉 积物搬运 及沉积 的高一低 密度浊 流 、滑塌和 粘性碎 屑流有 关。这些地层 由四个周期性 出现 的岩相组成 ，每个均对 应一个 特殊深水 沉积单 元 ： （ ）碎 １ 屑支撑 的砾岩 （ 水道复合体 ） ２ ；（ ）薄层状 砂岩及 泥岩 （ 然堤 一漫滩 ） ３ 天 ；（ ）极薄层状 泥 岩 （ 分流水道） ４ ；（）砾质泥岩和杂乱层状泥岩 （ 块体搬运复合体 ） 。
渤海海峡老铁山水道动力地貌及演变研究
盐度介 于东海 表层 水和沿岸 水之 间 ，温 、盐 度均 有显 著的季节 变化 ，温度 年较 差为 １． ℃ ～ ２ ． ℃ ， ７ ０ ４０
盐度年 较差 为 １ ～ ４ 。黄海水 团高 盐水经 包括 老铁 山水道 在 内的渤海海 峡进 入渤海 后 ，途 中 与沿 岸低 ． ０ ． ０
盐 水进 一步混 合变 性为渤海 水 团 ，大部分海 域水 深只 有 ５０ ～ ２ ．Ｉ；温 度 年变化 为 １１℃ ～ １． ． ００Ｔ Ｉ ． ８８℃， 盐 度年 变化 为 ３． ～ ３．。老铁 山水 道 以东 的黄海 水 团季节 变化 明显 ，在 ４ １ １ ０ １ ４ — １月份 演变 为 北黄海冷
大 于东西长 度 ， 是入渤 海黄河 悬浮泥 沙 向外海输 送 的必经通 道 ， 因此海 峡两岸 及 岛屿第 四纪地层 非常 发育 ， 尤其 以广 泛分 布 的厚层松 散黄 土状 沉积 而著 名 ，局部黄 土海 岸 易受海 水侵 蚀 。 １９ 年 中 国就 提 出 了建 设 ９３ 渤海 海峡跨 海通道 的 战略构想 。经过 八五 、九五 、十 五期 间 的研 究 ，通 道建设 的必要 性和 重大 社会经济 效 益 已经被 中央和有 关地 方政 府及专 家认 可…。因此 ，深入 了解 渤海海 峡 的地 质 、沉积 、动 力及地貌 条件 就
通 过搜集 大量 相关 资料 ，对 老铁 山水道 的动 力条 件 、海底 地貌 、沉 积物 组成 、峡 道效 应及 地貌 形成机 制进 行 了综合 分析研 究 。研究 区海底地 貌剖 面圈 、沉积 物组成 和水道 动 力系统 可 为拟议 中的渤 海海 峡跨海 通道 建设提 供动 力沉积 学和 动力 地貌 学依据 。 关键词 ：渤海 海峡 ；老铁 山水道 ；动 力地 貌 ；相 对海 面变 化 中 图分类号 ：Ｐ ３ ７７ 文献标 识码 ：Ａ 文章 编号 ：１０－９ ２２０ ）１ ０ ８００ ０ １ ３ （０８０ － ６ －０ ７ ６ ０
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近40年来峡道研究综述摘要：近40年来，因港口建设的需要，我国的一些研究、设计单位及高等院校，从不同角度对峡道海区的水动力、沉积、地貌以及数值模拟等方面开展了大量研究，本文关于峡道的研究主要集中在水动力特征、沉积特征和泥沙问题方面。
通过对近40年来对峡道的国内外研究总结，对深水港工程设计提供指导，本文的一些新的研究方面体现在：（1）、（2）、（3）、（4）。
关键词：峡道；水动力；沉积特征；泥沙；1引言峡道是岛与岛、岛与陆、及陆与陆之间的沟通两端较大水体的水流通道，既不同于受径流影响的河口环境，也不同于开敞水域和半封闭的海湾环境，受两侧地形的约束作用，峡道内进出水体表现为往复流运动，是一种有其自身的独特特点。
其一，峡道是水流通道;其二，峡道内水流受潮流作用的显著影响，以区别于河道。
（待续）1.1 国外研究进展早在1927年，J W Gregory[标注]就对多佛海峡形成年代及其与泰晤士河(Thames)和莱茵河(Rhine)的关系开展了研究。
自1967年G H Kelle和A F Richards[标注]对马六甲海峡的峡道沉积开展研究以来，世界各地学者对峡道动力、泥沙、沉积、地貌等单一因素分别进行了研究，其中，N H Kenyon和A H Strides对环英国陆架上分布的诸多海峡之间峡道水动力和沉积物运移趋势进行了分析;R Hesse等[标注]对位于意大利和阿尔巴尼亚之间Otranto海峡全新世沉积特性进行了系统研究;对峡道沉积物开展多学科全面研究的当数Johnson及其科研小组，他们对飞马海峡峡道的地质学、沉积学、地球物理学、古海洋学以及海底地貌学等方面开展了多学科综合研究，并初步建立了大西洋的飞马海峡峡道环流流速和沉积物粒度之间的关系，推进了峡道动力沉积学的研究。
上述研究工作主要集中在深海大洋的峡道中，其水深甚至超过1 000 m，其意义更多的在于其理论价值。
对浅水条件下的峡道开展的研究工作，最早是对苏伊士运河的研究，Stanley等[标注]以苏伊士运河为例对以潮流和波浪为主的浅水峡道进行了研究;Cannons 对水深较浅的Judan de Fuca峡道附近的Putget Sound海湾的水体和物质交换进行了研究;吉冈洋对日本纪伊水道的海洋锋进行了研究;Grochowski N T L用数值模拟的方法预测了英吉利海峡的底质沉积物运移趋势。
从以上对浅水峡道的研究可以看出往往仅限于某一方面，较少考虑峡道特殊环境对泥沙运移、沉积和地形演变的影响。
1.2 国内研究进展我国的峡道研究于20世纪80年代得到长足进展，如对琼州海峡、金塘水道、连云港地区的研究，研究内容以动力地貌和动力沉积为主。
此后有对舟山群岛峡道、杭州湾崎岖列岛岛屿间峡道是岛屿与岛屿之间、岛屿与大陆之间或大陆与大陆之间狭窄的水流通道，既不同于受径流影响的河口环境，也不同于开敞的海岸水域伙伴封闭的海湾环境，是一种有其自身特点的独特海岸环境。
2 峡道水动力研究蒋国俊（2001）特征潮在峡道群内的沿程变化特性，峡道口门区水动力特性，峡道内水动力特性，分合流口附近水动力特性，峡道水流总体上为往复流，但局部地形的影响使峡道水流复杂化，甚至可能改变峡道潮波的形式，导致全日潮流的出现和涨潮流期或落潮流期的水流逆转;峡道口门区水动力更趋复杂，波浪作用不容忽视，水流出口的射流效应和进口时的奎水作用，导致峡道口门区水动力强度的剧变和水流方向的剧变;峡道水深的变化，导致水动力的横向变化;山甲角矶头的挑流与柯氏力的共同作用，使峡道水流产生涨落潮流路的不一致。
（待续）3 峡道沉积特征研究蒋国俊[标注]峡道潮滩沉积物的分选中等，峰态低平，正偏分布，与平原海岸潮滩和河口潮滩形成明显的沉积物粒度分带不同，峡道潮滩沉积物呈现粗细混杂无粒度分带的分布特性，是细颗粒泥沙发生动水聚凝沉积，后期又较少受到水动力横向分选改造而形成的。
蒋国俊[标注]峡道悬沙沉积特性，峡道口门区动力沉积特性，峡道内动力沉积特性，峡道内沉积具有显著的分带性，自深水区向浅水区，沉积物由砂砾石“蚀余沉积”经细砂、粉砂过渡为粘土质粉砂;峡道口门区因沉积物来源的差异，发育砂质沉积和淤泥质沉积两大类型，砂质沉积区形成分选优良，颗粒单一，峰态显著，呈弱正偏态的沉积，并发育辐射状沙脊;在淤泥质口门区，沉积物颗粒较细，分选较差，峰态低平，含有较高的细颗粒尾部的厚层沉积，并以拦门沙坝的形式出现。
李玉中、陈沈良[标注]在对崎岖列岛海区现代沉积环境中对崎岖列岛列岛峡道沉积区和峡道侧向潮汐通道沉积区进行了研究，得出列岛峡道沉积区受峡道内强劲的往复流影响，峡道西部以粗颗粒沉积物为主，峡道东部深槽区的粘土和亚粘土沉积物应属冲刷出露出的早期沉积地层。
李玉中、陈沈良[标注]对洋山港海域现代沉积物运移趋势分析中，得出洋山港岛链峡道深槽的形成，系由峡道东部和西部的现代沉积物各向峡道两端分异运移所致。
夏小明[标注]运用沉积地层同位素210Pb、137Cs、测年技术，估算长江口——杭州湾毗连海区的现代沉积速率。
以泗礁水道为界，东侧的马鞍列岛区受外海高盐水的顶托，长江来沙少，淤积缓慢；西侧至长江口、杭州湾海岸交汇点(南汇咀)之间水域，是长江泥沙扩散南下的主要通道。
尹延鸿等[标注]对渤海东部沉积物所作的研究发现，老铁山水道北部水动力强，沉积物主要为砾和砂砾，而向水道南部海流流速减小，由此反映出了老铁山水道沉积物粒度逐渐变细的规律;王庆等[标注]在渤海海峡南部的庙岛群岛峡道动力、沉积、地貌条件比较系统的分析基础上，对庙岛海峡峡道形成及演变、潮流聚散与侵蚀堆积、涨落潮流歧路与登州浅滩形成、峡道泥沙搬运与沉积效应等方面进行了研究，结果表明:庙岛群岛岛屿之间具有显著的峡道效应，且峡道东西两段差异明显，对峡道以东的山东半岛北部沿岸海底泥沙运动和沉积具有重要影响;刘建华等[标注]在前人研究的基础上，通过搜集大量相关资料，对老铁山水道的动力条件、海底地貌、沉积物组成、峡道效应及地貌形成机制进行了综合分析研究，具有一定的理论和应用价值。
4 峡道动力地貌特征研究金波（1982）对琼州海峡东、西口地貌特征及其成因进行了探究。
王庆（2006）对山东庙岛海峡的峡道动力地貌进行分析，分为峡道形成与演变和峡道效应两个方面；其中峡道形成有峡道形成和峡道地貌发育阶段，峡道效应分为潮流聚散与侵蚀堆积、涨落潮流歧路与登州浅滩的形成和峡道泥沙搬运与沉积效应。
卢惠泉[标注]地壳构造运动的差异性作用奠定了海坛海峡地貌的基本格局。
后经过新生代，特别是晚更新世后的多次较大规模海侵的进一步塑造。
[标注]峡总体呈中间窄南北两头宽的地形特征。
海峡内两侧发育的岩滩、沙滩和泥滩三个地貌单元.受现代海流的冲刷作用，海峡水下地形、地貌较为复杂，在横行上主要发育有水下浅滩、潮流脊系和潮流三角洲三个地貌单元.其中水下浅滩发育于海峡东西两侧;潮流脊系以潮汐通道为主体，呈IV- S走向;潮流三角洲主要发育于海峡北口向海一侧，而南口因受兴化湾潮流脊系的严重干扰，三角洲地貌形态极为模糊不清。
[标注]峡内水动力对沉积物机械分异作用的结果显著，使得沉积物的分布具有较明显的规律性，水深较大、流速较大的深槽海底以粗颗粒沉积物分布为主，而在深槽两侧的斜坡上或水深稍浅的海底以稍细颗粒沉积物分布为主.此外，在海峡中部，沉积物具有从南向北运移的趋势，水动力具有南强北弱的特点，但在局部水动力有异常变化，使得沉积物出现粗化和细化的特征。
[标注](冷新世后海坛海峡一直处于现代海洋动力的塑造作用下，受其两岸构造轮廓的制约，除海峡内的各深槽处于弱冲刷状态外，海峡两侧港湾及其他海底位置则处于稳定或弱淤积状态，海峡内悬沙年淤积强度约为5cm/a。
5 峡道数值模拟研究大范围多岛屿数值计算往往具有计算面积大、岛屿众多、岸线曲折复杂、水道纵横交错、水流条件复杂的特点。
要求有较详细的流场情况和所用的数值模型能较好地适应复杂的边界地形，一直以来是数值计算的难点。
随着计算机技术的不断发展，数值模拟及其相关理论也得到了的不断改进，对岛群海域的汉道之间水动力、泥沙输移的研究提供了很好的技术支持，也使得岛群海域的海岸工程研究进一步发展。
周发毅等[标注]以大连东部海域长山列岛为实例，建立了适用于复杂的多岛屿海域上平面二维潮波数值计算模型的选择及网格自动剖分方法，在计算规模大而又要求局部分辨率高的潮流场时，该方法效率高，经济合理，灵活方便;矫吉珍、肖成猷[标注]采用正交曲线网格和动边界结合技术，建立了宁波大榭岛LPG码头附近复杂海域(舟山群岛海域)大范围潮流场数学模型，并从动力机制上讨论了局部特殊地形对潮流场的影响;李孟国、王正林[标注]运用时间二次插值的三角形网格显式差分方法建立了多岛屿、地形及流态复杂的阮江口海区的潮流场数学模型，具有较高的应用价值;谢军[标注],运用三维潮流数学模型对洋山深水港区一期工程小洋山一镬盖塘陆域形成工程进行了模拟，在工程实践中得到较好验证，取得良好效果，对工程施工具有指导意义。
此外，吴明阳等[标注]通过潮流水工物理模型试验，模拟了洋山港区一期工程方案实施前后的港池和航道流速变化特征、水流流态、港区通道潮流变化;并估算通道水域水深变化。
2003年在潮流模型试验的基础上，进一步通过定床泥沙模型试验，研究洋山港区总体规划两种方案和一期工程3种方案的工程实施后港池泥沙淤积情况，以及外航道浚深段年平均淤积强度和维护挖泥数量，为优化工程方案和设计提供科学依据。
6 “峡道效应”综合研究从广义上讲，“峡道效应”是指由峡道独特的地形和位置引发的自然效应总和。
从本专业角度来看，主要是指峡道地区峡道内或峡道间由于水动力和泥沙运动、沉积作用、地形冲淤之间相互作用所造成的综合影响。
陈沈良[标注]对崎岖列岛海区的水文泥沙特征分析时指出，崎岖列岛海区属高悬沙浓度水域，然而，其峡道内保持着较大的水深，其认为这是峡道效应作用下涨、落潮水流的长期冲刷造成的，该列岛的周围海域近百年来主要表现为淤积，而在峡道区由于峡道效应，泥沙的沉降受到了抑制，在长江口外水下三角洲总体呈淤积的背景下，出现峡道区的局部冲刷现象。
蒋国俊[标注]在对舟山群岛马岙峡道的水文泥沙特性进行了研究的同时，也对及其峡道效应进行了分析，受峡道地形限制，马番岸段水流呈现显著的往复流特性，潮流流速较强，水体含沙量较低，泥沙淤积较弱，岸滩处于冲淤平衡状态;受峡道内涨落湘流分流和汇流的共同作用，马番小泥糊礁附近发育水下沙嘴，该沙嘴是以落潮流作用为主形成的浅滩，受涨潮流改造而形成的，并将在涨落潮流作用下逐渐增长，形成连岛沙嘴，使小泥糊礁附近岸线发展成弧形岸统，并达成新的平衡。
王庆等[标注]在研究渤海海峡南部的庙岛群岛峡道形成和演变时，就已发现峡道内潮流聚散与侵蚀堆积、涨落潮流分歧与浅滩形成、以及峡道泥沙搬运与沉积作用等方面都有着彼此的相互作用和联系，庙岛群岛岛屿之间显著的峡道效应，对峡道以东的山东半岛北部沿岸海底泥沙运动和沉积具有重要影响。