重力流沉积与沉积相

第二十三章重力流沉积及沉积相第一节概述浊流理论的提出，有的学者认为是碎屑岩研究的一场大革命（Walker l973）。

这个概念的提出始于瑞士学者福雷尔（Forel,1887）对当时流入日内瓦湖的罗纳河的研究。

冰川溶化携带大量的砂泥进入日内瓦湖后就不见了，他认为是因砂泥相对密度大，滑下去就成了浊流（当时又叫比重流）。

戴利（Daly， 1936）引用了福雷尔的观察资料，探讨了海底的侵蚀作用，第一次强调了浊流是一种侵蚀作用很强的水下流，“密度底流是悬浮物在海底峡谷内形成，是陆棚内低水位时波浪的活动搅动了沉积物而发个的密度流，这些沉积物刻切大陆斜坡的峡谷”、奎恩和贝尔（Kuenen and BeIL I937）支持这一观点，并进行了一系列水槽实验，约翰逊（Johnson， 1938）称这种性质的水流为浊流。

1961年鲍玛（Bouma）对复理石沉积进行研究，并概括的总结出有名的鲍玛层序（1962），以此作为鉴定古代浊流沉积的重要证据，把递变层理解释为浊流成因，具有划时代的意义，从实验室到野外观察都得到了证实。

从而人们认识到在深海（湖）中沉积的碎屑物质是由高密度浊流搬运和堆积的。

过去把砂、泥间互的复理石沉积，看作是由构造垂向频繁活动引起的深水和浅水交替沉积的产物，这种简单结论现已消除。

浊流理论还能解释某些沉积反常现象，打破了多年来占据统治地位的砾石在岸边、泥沉积在深水的重力分异作用的概念。

含深水化石泥岩夹层中的砂岩也可用浊流概念解释，它是浅水沉积的碎屑物质破搬进深水环境中再沉积的结果。

近二十年来，随着科学技术的发展，大力开展海洋和湖泊的研究，对这些环境的沉积作用有了许多新的认识、从而大大地充实了对深水浊流沉积的看法，使浊流概念发展为沉积物重力流的概念。

海洋沉积物重力流的形成：搬运和沉积的一般模式参看图21-1。

广义的浊积岩概念是泛指由各种重力流成因的沉积物所形成的沉积岩。

水下沉积物重力流包括泥石流、颗粒流，液化沉积物流和浊流，在这里浊流只是重力流的一种类型，这是浊流的狭义含意。

沉积物重力流物质可以来自狭谷长轴向岸的上端也可以来自短轴的两侧，又可以是多方向的。

物质到达狭谷以后，总是沿狭谷长轴下倾方向流动。

在狭谷下部，有部分最粗的砂砾沉积下来；到了狭谷出口处，由于它处于大陆斜坡到深海平原的转折处，因坡度变缓重力流速度骤减。

大量碎屑物质在这里堆积下来形成扇状堆积体，称海底扇；细的碎屑物质再向前搬运，在海底平原上扩散开来，形成宽广平坦的席状浊积层。

可见，海底狭谷、海底扇、海底平原是重力流搬运所经的途径、也是它的不同沉积场所。

总之，无论是在海洋还是在湖泊中，重力流都是沿水下斜坡或狭谷流动的、含大量砂泥并呈悬浮搬运的高密度底流。

也就是说重力流与一般水流不用它是含大量泥、砂、砾石等碎屑物质的高密度流，这些物质呈悬浮状搬运在密度比它低的水体之下流动，而且流速很大，这是一种非牛顿流休。

特别值得提出的是1983年9月和10月在咸阳和南宁分别召开了两个全国性的重力流学术会议，这是我国建国以来举行的第一次沉积物重力流学术专业讨论会。

以后，在陆续召开的317全国性、区域性的沉积学、沉积相和沉积矿产学术交流会上，无不把沉积物重力流和浊积岩研究成果放在重要研讨地位。

到目前为止，我国广大地质工作者在重力流沉积和浊积岩研究方面所取得的成绩集中表现在:（1）在实地调查和室内研究的基础上，近廿年来我国的重力流沉积研究有了飞速发展，从太古代至第三纪，无论是海相还是陆相，几乎在各时代地层中都发现了重力流沉积；（2）类型多样，陆源碎屑型，碳酸盐型和火山碎屑型都有；(3)探索和建立了各种重力流沉积模式；（4）从浊流沉积扩展到各种重力流沉积的研究；（5）重力流沉积和大地构造研究的紧密结合；（6）在研究内容和研究方法上有了新的开拓和进展；（7）许多油田的研究成果表明，湖相浊积岩是一种重要的油气储集类型。

它开拓了我国油气勘探的新领域，在“增储上产”中日益发挥作用。

第二节沉积物重力流形成的基本条件和类型一、形成条件如图2一1所示，形成沉积物重力流。

一般需具备如下条件:图23-1 重力流的来源、搬运和沉积的示意图（据里丁，1985）[1]1．足够的水深足够的水深是重力流沉积物形成后不再被冲刷破坏的必要条件。

一般认为在重力流沉积的水深是1500～1800m。

最小水深100m，最深的是美国加利福尼亚岸外蒙特里深海扇，深达8000m。

英国学者克林（Klein, 1978）则认为，形成重力流的最小水深是80m。

看来，足够的水深是相对而言，这方向海洋与湖泊也有较大差异。

但无论何种沉积环境，水深的大小如何、其形成深度必须在风暴浪基面以下。

2．足够的坡度角足够的坡度角是造成沉积物不隐定和易受触发而作块体运动的必要条件，一般认为，最小坡度角为3～5度，从表23一1可知，密西西比河三角洲的海底滑塌坡度角仅有0.5度。

我国中、新生代断陷湖盆陡岸或缓岸都有重力流沉积物形成。

计算结果表明，形成重力流的最小坡度角2～3度即可，只要重力流与湖水之间有足够密度差；就具备了形成重力流的充分条件。

也就是说，重力流的密度对坡度有明显的补偿作用（Lothi，1981）。

3. 充沛的物源充沛的物源也是形成沉积物重力流的必要条件。

洪水注入的碎屑物质和火山喷发一喷溢物质、以及浅水的碎屑物质和碳酸盐物质等，都可为沉积物重力流提供物质来源。

物源的成分决定重力流沉积物类型。

随着物源成分的变化，重力流沉积物类型也呈现有规律的变化，如陕西洛南上张湾罗圈组重力流沉积物由下部的碎屑流和颗粒流演化到上部的318浊流，相应的碳酸盐物质成分减少、陆源碎屑物质成分增多，这是一个渐变的演化过程。

表23-1 世界各地海底滑塌一览表（据Rupke,1978）4．一定的触发机制重力流沉积物的形成属于事件性沉积作用，其起因于一定的触发机制，诸如在洪水、地震、海啸巨浪、风暴潮和火山喷发等阵发性因素直接或间接诱发下，会导致块体流和高密度流的形成。

除洪水密度流直接入海或入湖外，大多数斜坡带沉积物必须达到一定的厚度和重图23-2 重力块体的搬运类型（据Kruit等，1975）二、基本类型如前所述，本世纪的50、60年代是大量发现并研究浊流的阶段，而70年代以来则是强调沉积物重力流及其连续统一体的研究阶段。

1．海相沉积物重力流米德尔顿等（Middleton and Hampton，1973,1976）按支撑机理把沉积物重力流划分为四个类型，即泥石流（或碎屑流）、颗粒流、液化沉积物流和浊流。

纳丁等（Nardin et aL， 1979;Kruit l975）认为，无论陆源碎屑型或内源碳酸盐型沉积物重力流，从岩崩、滑坡、块体流到流体流，在力学性质上均可构成弹性塑性、粘性块体运动过程的连续通一体（表23-2）.洛（Lowe.1979）根据流变学，将沉积物重力流划分为具流体流变学性质的流体流（含浊流、流体化流、过渡的液体化流）和具塑性流变学性质的岩屑流（含过渡的液化流，颗粒流、粘滞流、洛（1982）还提出高密度浊流和低密度浊流观点，从而把岩屑流和流体流这两大类319型沉积物重力流演化为连续统一体（图23一3）。

表23-2 根据力学性质划分块体搬运类型（据Nardin,1979）综合上述划分方案，将沉积物重力流划分为泥石流、碎屑流、颗粒流、液化沉积物流和浊流五种是较合理的。

它们是统一机制下的连续统一体，是沉积物重力流不同阶段的演化产物，泥石流是水和粘土杂基支撑的块体流；碎屑流是含水的砾石级碎屑碰撞和杂基联合支撑的块体流、颗粒流是含水的砂级颗粒碰撞支撑的块体流和流体流；液化沉积物流是超孔隙压力支撑砂级颗粒的流体流；浊流是水、泥、砂等近于均匀混合由湍流支撑的浑浊流。

重力流沉积物描述中可供采用的划分标准是:2．陆相沉积物重力流近十年来，随着我国地层沉积学研究和油气勘探事业的发展，从太古代至第三纪，无论是海相地层还是陆相地层，无论是陆源碎屑岩还是碳酸盐岩，均发现了大量重力流沉积。

而且类型多用独具特色。

从不同角度可归纳如下各种类型（据赵澄林等，1988）。

按物源：陆源碎屑型，碳酸盐碎屑型、火山碎屑型；按机制：洪水型、滑塌型、火山喷发型；按组构：泥石流、碎屑流、颗粒流、液化沉积物流、浊流；按形态：扇形体系包括近岸水下扇，湖底扇;沟道或槽谷体系包括横向、纵向、拐弯水道重力流。

320层状或带状体系包括阶地、深水平原浊流沉积。

深入研究它们的形成机制、分布规律、储集条件，对阐明新生代陆相裂谷盆地形成、演图23-3 沉积物重力流按流变学演化示意图（据洛，1982）[9] 1-泥石流；2、3-相当碎屑流；4-颗粒流；5-变密度颗粒流；6、7、8-高密度浊流；9、10、11-低密度浊流；12、13-液化流和流化流；R是泥石流；S是砂级碎屑；R1、S1表示牵引构造（由牵引作用形成）；R2、S2表示牵引毯的反向粒序；R3、S3表示悬浮作用的正向粒序第三节重力流沉积物（岩）的基本特征一、岩石学特征广义的浊积岩指形成于深水沉积环境的各种类型重力流沉积物及其所形成的沉积岩的总和。

因此按成因和组构特征又将重力流沉积物划分为若干岩类，每一岩类又有其各自的成分、结构、构造特征。

目前较为通用的分类方案是由沃克（Walker,1978）在海洋深水碎屑岩相中提出来的，它们也适用于湖泊深水碎屑岩相分类。

概括为典型浊积岩和非典型浊积岩两类：（一）典型浊积岩是指具有不同段数鲍玛层序或序列的浊积岩（Bouma. l962）。

一个完整的鲍玛层序是由五或六个段组成（图23-4），自下而上出现的顺序如下。

A段——底部递变层段：主要由砂岩组成，近底部含砾石。

粒度下粗上细，递变清楚。

一般为正递变，反映浊流能量逐渐减弱。

底面上有冲刷一充填构造和多种印模构造，如槽模、沟模等。

A段常较其它段厚度大，代表递变悬浮沉积的产物。

B段——下平行纹层段：与A段为渐变关系，比A段细，多为细砂和中砂，含泥质。

显平行纹层，粒度递变不大明显。

纹层除粒度变化显现外，更多的是由片状炭屑和长形碎屑定向分布所致，沿层面揭开时可见剥离线理，B段若叠加在A段之上，则两者是连续过渡的；若B段作底，则与下伏鲍玛单元呈突变关系，其间有一冲刷面，这时B段底层面可见各种印模构造。

C段——流水波纹层段：以粉砂为主，有细砂和泥质。

呈小型流水型波纹层理和上攀波状层理，井常出现包卷层理、泥岩撕裂屑和滑塌变形层理。

这表明流水改造和重力滑动的复合作用。

C段段之上，二者是连续过渡的；C段若与下伏鲍玛单元呈突变接触，则其间有冲刷面，并有各种底面印模构造。

关于本段各类层理的成因，有人认为是在A和B段沉积后，浊流转变为低密度流，出现了牵引流水流机制所致。

D段——上平行纹层段：这段由泥质粉砂和粉砂质泥组成，具断续平行纹层。

D段若叠于C 段之上，二者为连续过渡；但若单独出现则与下伏鲍玛单元间表现一清楚的界面。