第二部分沉积相模式

PAGEPAGE120第二部分沉积相模式第八章沉积相的概念及分类

第一节沉积相的概念

相这一概念是由丹麦地质学家斯丹诺（Steno，1669）引入地质文献，并认为是在一定地质时期内地表某一部分的全貌。1838年瑞士地质学家格列斯利（Gress1y）开始把相的概念用于沉积岩研究中，他认为“相是沉积物变化的总和，它表现为这种或那种岩性的、地质的或古生物的差异”。自此以后，相的概念逐渐为地质界所接受和使用。二十世纪以来，相的概念随着沉积岩石学和古地理学的发展而广为流行，对相的概念的理解也随之形成了不同的观点。一种认为相是地层的概念，把相简单地看作“地层的横向变化”，另一观点则把相理解为环境的同义语，认为相即环境；还有认为相是岩石特征和古生物特征的总和。油气田勘探及其他沉积矿产勘探事业的飞速发展促进了相的研究，使人们对相这一概念的认识更加深入。目前较为普遍的看法是，相的概念中应包含沉积环境和沉积特征这两个方面的内容，而不应当把相简单地理解为环境，更不应当把它与地层概念相混淆。鉴于上述，我们把相定义为沉积环境及在该环境中形成的沉积岩（物）特征的综合。沉积环境是在物理上、化学上和生物上均有别于相邻地区的一块地表，是发生沉积作用的场所。沉积环境系由下述一系列环境条件（要素）所组成：①自然地理条件，包括海、陆、河、湖、沼泽、冰川、沙漠等的分布及地势的高低；②气候条件，包括气候的冷、热、干旱、潮湿；③构造条件，包括大地构造背景及沉积盆地的隆起与坳陷；④沉积介质的物理条件，包括介质的性质（如水、风、冰川、清水、浑水、浊流）、运动方式和能量大小以及水介质的温度和深度；⑤介质的地球化学条件，包括介质的氧化还原电位（Eh）、酸碱度（pH）以及介质的含盐度及化学组成等。上述条件的综合即为沉积环境。沉积岩特征包括岩性特征（如岩石的颜色、物质成分、结构、构造、岩石类型及其组合）、古生物特征（如生物的种属和生态）以及地球化学特征。沉积岩特征的这些要素是相应各种环境条件的物质记录，通常构成最主要的相标志。综上所述，沉积环境是形成沉积岩特征的决定因素，沉积岩特征则是沉积环境的物质表现。换句话说，前者是形成后者的基本原因，后者乃是前者发展变化的必然结果。这就是相的概念中沉积环境和沉积岩特征的辩证关系。与相的概念同时存在的还有沉积相、岩相等这些流行的术语。在沉积学中，相就是沉积相，二者是同义语。岩相是一定沉积环境中形成的岩石或岩石组合，它是沉积相的主要组成部分。岩相和沉积相是从属关系而不是同义关系。沉积模式或相模式则是以图解、文字或数学等方法表现的一种理想的和概括的沉积相，并能有助于了解复杂的自然现象和作用过程，是近几十年来不断建立起来的一个新内容。波特和佩蒂庄（PotterandPettijohn,1963，1977）认为：“沉积模式是在原来形式上加以构思的，事实上就是描述和再现了沉积作用的面貌。”沃克（Walker，1967）认为沉积模式是“删去其地方性的细节，而保留其纯粹本质上的东西。”所以，沉积模式就是对于沉积环境及其产物及作用过程的高度概括。沉积模式还有具广泛概括性和代表性的模式，也有只代表区域性特征的地方性模式。沃克认为作为一个沉积模式还必须起到以下四方面的作用：（1）它必须起到作为对比标准的作用；（2）它必须起到进一步观察的提纲和指南的作用；（3）它必须起到对新的地质环境的“予测者”的作用；（4）它必须起到水动力学解释的基础的作用。所以，沉积模式是从许多实例中经过提炼和概括的，可以反映沉积物的空间、时间的变化规律，以及和沉积环境的成因联系，可以作为研究其他实例时对比的标准。沃克还认为艾伦（Allen,1964）所作的曲流河的三维模式图和柱状模式图充分起到了一个相模式的作用，它是一个被充分肯定的可作为对比的标准，是进一步观察的指南，并已被用来作为水动力学解释的基础，很多研究者还用它来予测新的油气远景区。但目前这样高度概括的成功的模式还不多，一般还常常使用地方性模式或典型实例进行对比研究，其中有些也可以用来作水动力学解释的基础。对沉积模式可以采用不同的分析方法和不同的表现形式（据Reading,1978）：（1）直观模式：以简化的图式直观地表现出沉积环境、作用过程和最终产物之间的复杂关系。（2）事实模式（或译实际模式）：以现代的有代表性的地区或古代的沉积岩层的相组相序为基础而建立的模式。例如北海模式是以北海为基础归纳出的大致可表示潮汐作用为主的一种浅海沉积的模式。（3）动态模式：又叫相层序，能表示形成一个特征的沉积体的沉积作用全过程的沉积模式。例如一个推进的堡岛模式为一个向上变粗的垂直层序；又如一个曲流河模式为一个向上变细的垂直层序；又如一套沉积层代表雨量逐渐增加而造成的从碎屑旋回过渡到化学旋回的变化等。（4）静态模式：表示在一个特定时间的沉积层内的沉积环境特征和沉积物的相变规律。这种模式能用来予测物源区的位置，予测资料不足地区的古沉积环境，以及再造古地理。以现有资料不断检验这个模式，还可以不断修改和提炼，使之更精确、完善。（5）比拟实验模式：以模拟实验所获得的沉积特征为基础而作成沉积模式，有助于查明有特殊沉积特征的沉积物成因的可靠准则。（6）数学模式：为以数学方法模拟复杂的沉积作用过程的模式。如以数学方法表示海平面上升或降雨量增加和沉积物供给量增加的相互关系而作成的模式，有助于对比和预测。近年来随着沉积学向成因方面深入发展，“沉积体系”被广泛用于沉积相研究中。它指的是成因上相关的沉积环境的组合。第二节沉积相的分类

沉积相可根据沉积岩原始物质的不同，分为碎屑岩沉积相和碳酸盐沉积相。前者以砂、粉砂、粘土等碎屑物质为主，沉积介质以浑水为特征，岩性以碎屑岩为主；后者以化学溶解物质（尤以碳酸盐物质）为主，介质以清水为特征，岩性以碳酸盐岩为主。目前沉积相的分类通常以沉积环境中占主导地位的自然地理条件为主要依据，并结合沉积动力、沉积特征和其他沉积条件进行划分。本教材对陆源碎屑沉积相的划分如表8－1所示和图8－1。分类表中的“相组”和“相”分别为一级相和二级相。在此基础上可进一步划分出“亚相”和“微相”，即三级相和四级相，这将在以后章节中分别介绍。碳酸盐沉积相见第十二章。表8－1沉积相的分类相组I、陆相组II、海相组III、过渡相组相1.残积相2.坡积－坠积相3.沙漠（风成）相4.冰川5.冲积扇相6.河流相7.湖泊相8.沼泽相1.滨岸相2.浅海陆棚相3.半深海相及深海相1.三角洲相2.扇三角洲相3.河口湾

图8－1常见沉积相的分布

1．冰2．露头3．冲积扇4．点砂坝5．河道充填6．曲流河7．绝口扇8．洪泛盆地9．海岸平原10．沿海沙丘11．海滩12．天然堤13．湖泊14．沼泽15．冲越扇16．泻湖17．坡积18．风成沙丘19．盐沼20．潮坪21．沙咀22．障壁坝23．辫状河24．内陆湖25．内陆间歇河26．沙漠沙丘27．卵石沙漠28．石质沙漠29．盐沼30．盐坪31．海岸沙丘32．河口坝33．风暴沉积34．分流间湾35．分流河口坝36．海滩沙堤37．沿岸砂坝38．河口湾39．牛轭湖40．滑塌41．块体流(浊积)42．海底峡谷43．扇内水道44．深海扇45．远端浊积46．深海海道47．深海浊积48．等深流沉积I三角洲前缘II前三角洲III过渡带IV陆棚V陆棚边缘VI陆坡VII盆底VIII半深海沉积甲曲流河—三角洲乙辫状河—三角洲

第九章陆相组

陆相沉积发生在大陆上，包括残积相、坡积－坠积相、沙漠（风成）相、冰川相、冲积扇相、河流相、湖泊相、沼泽相。残积相是风化残余的产物，分布于不整合面上；而坡积－坠积相是由山上高处的岩石坠落在山坡或山脚下堆积而成，分布局限，故本章不作介绍。

第一节沙漠（风成）相一、沙漠的环境特点图9-1世界沙漠分布图（据Glennie,1970）沙漠是大陆上雨量稀少、生物难于生存的干旱地区。因其蒸发量很大，又缺乏植被，所以风的作用十分强烈。沙漠分布的面积很大，可达数百至数万平方公里，厚达几十米至数百米。与沙漠有关的干旱与半干旱气候区，约占现代大陆面积的三分之一。它们主要分布在赤道两侧15°～30°范围内的副热高压带及信风带（图9-1）。在高山环绕的大陆内部，因山脉阻挡，湿空气难以达到，也可出现干旱带。例如，我国的新疆、内蒙和北美的西部大陆等地。如果按照将今论古的原则推论，沙漠在地质历史时期也应是十分普遍的现象。因为不论地球表面的大陆是相对固定的，还是活动的，其大气圈的循环样式应该是类似的。因此，地质记录中的沙漠沉积可以作为一种古气候和古纬度的标志用于判断大陆块在地质历史的演变过程中所处的地理位置。风成砂岩具有很高的孔隙度，它可以作为良好的含水层，也能成为油气聚集的场所。例如，美国西部的宾夕法尼亚系和侏罗系以及北海油田的三叠系赤底统等，均已发现有这种类型的油气储集层（Galloway和Hobday，1983）。

在沙漠地区，风及温度的日变化和季节变化很大，年平均降雨量极低，降雨频率每年几次或每隔10～20年一次，而且常常是剧烈降雨，蒸发量常是降雨量的数倍，故极少或几乎没有植物生长。由于缺少植被及土壤的覆盖，可形成暂时性地表湍急迳流，并在沙漠中形成间歇性水道（河流），称为“旱谷”。水流流向沙漠低洼处发育成沙漠湖，这种湖泊在一年的绝大部分时间是干涸的。如果某些地区先是有水积聚，后又干涸，形成盐结壳，则称为内陆盐碱滩或内陆萨布哈（图9-2）。图9-2与山脉相邻的沙漠盆地沉积环境格局图（据Friedman和Sanders，1978）

沙漠中由于风的吹扬作用使基岩裸露，并伴有崩裂的巨砾出现，形成“岩漠”。它常位于沙漠层序的最底部，分布于风蚀盆地和旱谷深处。风的吹扬和搬运，使沙质物质集中堆积，形成风成砂沉积，不能被搬运的砾石、卵石、粗砂残留下来，堆积而成“石漠”或称“戈壁”。尘土或粉砂被风携带至沙漠附近地区堆积下来形成黄土沉积，但这种黄土沉积实际已不属于沙漠沉积的范畴了。二、沙漠的沉积类型及特征沙漠按其沉积性质的不同，可分为岩漠、石漠（戈壁）、风成砂、旱谷、沙漠湖和内陆盐碱滩等沉积类型，下面简述它们的特征。（一）岩漠沉积岩漠是以剥蚀作用为主的平坦的岩石裸露地区，风的吹扬作用带走了细粒物质，仅在大石块背后的风影区偶尔残留有少量棱角状砾石堆积或石块。岩漠沉积位于沙漠沉积层序的最底部，但在地层剖面中很难见到其保存。（二）石漠沉积石漠又称为“戈壁”，是在地势平缓地区风蚀残留地面上的残余堆积，即风力以悬浮和跳跃方式所不能搬运走的残留粗粒沉积。主要组分为砾石和粗砂，分选差至中等，频率曲线为双峰式。砾石以稳定组分为主，其表面有撞击痕和破裂现象，风的磨蚀作用可形成风棱石。细砾石在强风作用下可形成砾石丘，常具有大型交错层理。沉积厚度较薄，一般仅数厘米，但分布和延伸较远。石漠沉积也可以与沙丘砂成互层产出，或呈沙丘砂层间的薄砾石夹层（图9－3）。现代石漠在中亚和非洲均有分布，我国西北地区的戈壁亦属石漠沉积。图9－3石漠沉积与沙丘砂的剖面层序（据赖内克等，1971）（三）风成砂沉积风成砂沉积，实际上是狭义的沙漠沉积。主要沉积物为风成砂，成熟度高，稳定矿物组分多，粘土含量低，分选极好，频率曲线为单峰，若为双峰，就有两种分选好的砂粒存在。风成砂的粒度中值为0.15～0.25mm，颗粒磨圆度高。风的磨蚀作用使砂粒（主要是石英）表面呈毛玻璃状。颗粒表面还可见因搬运过程中彼此撞击遗留下来的不规则显微凹坑，以及因铁质浸染形成的氧化铁薄膜。风成砂可进一步分为沙流、沙盖和沙丘三种沉积类型。沙流又称沙影，是指挟砂风在障碍物后所形成的堆积，砂体呈舌状，内部具倾斜纹层。沙盖是一种分布广而又平缓的堆积。砂的分选良好，具水平层理，常夹薄砾石层。沙丘是风成砂的最主要堆积类型。其内部具有特征的风成交错层理，前积细层倾角为25o～34o，细层厚一般为2～5cm，层系厚可达1～2m，最厚达数米（图9－4）。此外还可见厚为数毫米的极薄的水平纹层，纹理清晰，有时为重矿物与轻矿物分别富集的纹层显现而成。沙丘沉积层序的底部为分选差至中等、水平或倾角很小的粗粒层状沉积物，其上为分选好具大型交错层理的砂层，交错层细层倾角陡、倾斜度极为一致。在沙漠盆地边缘，风成层序底部具石漠或戈壁沉积物，其上为旱谷（干河床）与风砂沉积的互层，再上部为沙丘沉积，常与局部的内陆盐碱滩沉积共生。

图9-4风成沙丘交错层理，陕西铜川白垩系石英砂岩（据沉积构造与环境解释编著组，1991）

（四）旱谷沉积旱谷又称干河洼地，是沙漠中长期干旱的河流，只有降雨才会有水流过。旱谷沉积是一种间歇性辫状河流沉积作用的产物。因具有暴洪特点，河道不固定、沉积速度快，顺坡堆积呈扇状，故称旱谷冲积扇。一场雨后，扇状沉积又被辫状水流切开，在旱谷中又形成类似辫状河的沉积，沉积物粒度粗，砾石可具叠瓦状排列。如果旱谷没有砾石沉积，则可由分选好、具各种层理的砂质沉积组成。在一个沉积旋回中有向上变细的趋势，其顶部为粘土或泥质沉积物，具泥裂，雨痕等构造。旱谷干涸无水时。可被风成沉积掩埋，下次洪水到来时，若风成沉积未被全部蚀去，则会被掩埋在新的水流沉积之下。故在剖面上，旱谷的水流沉积常与风成沉积交替呈互层出现（图9－5）。（五）沙漠湖和内陆盐碱滩沉积在许多沙漠的低洼地区，其潜水面已接近地表，其中有一些地方成为很浅的暂时性湖泊，称为沙漠湖。湖水湖水主要来自间歇性洪水或渗入地下的地下水。这些湖泊在一年中大部分时间是干涸的，但也有半永久性的。沉积物由流水或风搬运而来，主要为粉砂或粘土沉积，各薄层常见递变层理。湖水干涸后，顶部粘土层发生干裂和卷曲碎片，因风沙覆盖而保存，常有石膏和石盐与其相伴生。图9－5风成沉积和水流沉积交替出现的旱谷沉积层序（据Glennic，1970）

如果沙漠中的风蚀洼地不积水成湖而只出现潮湿的盐壳，就称之为内陆盐碱滩或干盐湖、内陆萨布哈，在我国西北地区的塔里木盆地、吐鲁番盆地的柴达木盆地的大沙漠中均有内陆盐碱滩存在。沉积物常为砂、粉砂、粘土和蒸发矿物组成的韵律层，蒸发矿物包括方解石、白云石、石膏、硬石膏和岩盐等。

第二节冰川相一、概述冰川是陆地上的降雪经过堆积和变质而成的一种流动的冰体体系。现代的冰川在世界上分布不广，据统计约占地表面积的3％。然而在地质历史时期，却出现过几次规模巨大的冰期，它们在地层中保存有广泛的遗迹。冰川环境是指直接同冰川冰接触的地区。其主要地质营力是冰川作用，突出的环境特征是温度很低，降水量大，蒸发量很小。冰川的出现可以破坏自然界的水文系统，使许多地质作用发生重大的变化或中断。在冰川时期，大量的降水聚集在冰川区，不能直接注入海洋，结果海面开始下降，河流系统被重新改造。冰川运动可以强烈地侵蚀、改造原有的大陆地形，并将侵蚀下来的碎屑物搬运到冰缘地区沉积。在冰盖区，巨厚的冰体重力可将地壳压迫成洼地；融化的冰水流向冰缘则可形成冰水湖。在冰体覆盖的地区，生物遭到毁灭性打击，有的因不能适应冰期环境而灭绝，有的虽能幸存，但其种属与个体的数量却大大减少。因此，冰期是地质历史上一种罕有的灾难性事件。冰川的分类一直没有得到很好的解决。目前常用的是将冰川分为山谷冰川、山麓冰川和冰盖与冰帽三种类型。也有人将冰川分为山谷冰川和大陆冰川两种类型。（一）山谷冰川：指冰块被堵阻在高山谷壁中的冰川。冰块的厚度可达数百米，一般由冰斗和位于较高处的冰原补给。（二）山麓冰川：指由一些山谷冰川会合形成的冰盖。这些冰盖是山谷冰川流至山下低地扩展而成的宽广的冰体。（三）冰盖或冰帽：冰盖是扩展到大面积陆地或高原的巨大冰块。这种冰块出现在雪线特别低的地区。厚度可达千米。与冰川有关的沉积环境，是围绕冰川边缘并受其强烈影响的冰前环境，其中包括冰河、冰湖和冰海等（图9-6）。冰川沉积是寒冷气候的标志。研究冰川作用有助于人们了解历史上气候演变的规律和全球性板块运动的规模。我们人类现在还生活在一个尚末完结的冰期之中，今后的气候将如何变化，直接影响到人类的生存条件，所以详细地研究冰川作用，特别是更新世以来的冰川进退的过程具有重大的价值。冰川沉积的油气潜力也已引起了人们的重视。图9－6冰川环境及相关地貌示意图（据Edwards，1978）

二、冰川的侵蚀、搬运和堆积作用冰川发育在雪线以上的积雪地带。当降雪聚积时，呈六边形冰晶的雪片尖端开始融化，并移向中心最后形成大小约lmm的重结晶的椭园形冰粒，这种冰粒称为雪粒。积雪加厚时，松散的雪粒被上覆积雪压缩，同时每天温度的变化和因上覆压力融化的水渗入孔隙并冻结，使之变成彼此镶嵌的冰晶块体。冰体稍受压力，冰晶之间即可出现暂时性融水（薄膜水），引起冰晶变形。因此，当冰体达到某一临界厚度时，只要有相应的坡度，即可发生流动。冰川是一种流速极其缓慢的层流。其流速每天只有几毫米至几米，偶尔也可因底面突然发生滑动引起急冲。在雪线以上的冰川累积区，由于冰川近底部分受压力较大，塑性变形也强烈，所以其最大流速靠近底部。而在雪线以下的消融区，最大流速则在冰川的近表层部分。冰川以其与流水作用显著不同的特殊方式搬运和堆积沉积物。在活动冰体之下，融水渗入到岩石的节理和裂隙之中，并在其中冻结膨胀，使岩石松散、破裂。松散的岩块冻结在冰川底部，并被冰川体从基岩上拔掘出来混入到活动的冰体之中（图9-7）。这种作用称为刨蚀作用。带棱角的岩块和冰体冻结在一起，镶嵌在冰川体上，成为象挫刀一样研磨与刨蚀基岩的工具。在上覆冰体的压力作用下，带棱角的岩块变成侵蚀作用很强的营力，它能把基岩上大量的岩块磨蚀下来，并在基岩表面刻划成沟槽和擦痕。磨蚀产生的细粒岩粉尤如磨料，能把基岩表面磨光，同时碎屑本身也可因磨蚀形成带擦痕的磨光面。冰川的这种作用称为磨蚀作用。在冰川活动过的基岩面上，可以找到冰川侵蚀的证据，如磨光面、羊背石和擦痕等。羊背石是冰川磨蚀成的流线形小丘，小丘的上游部分平缓圆滑，下游部分则因冰川刨蚀呈陡坎和凹凸不平状。基岩上的冰川擦痕大小不一，小者仅仅是些头发丝状的擦线，大者可以是长达一公里以上的擦沟，其方向与冰流方向一致。图9-7冰川的刨蚀作用混入在冰体中的碎屑呈“悬浮”状态随冰川整体运动。处于搬运状态的冰川沉积物，地貌工作者称为冰流，有时也指沉积下来的沉积物（图9-8）。沿冰川边缘搬运的沉积物称为侧碛。二个冰川汇合在一起，侧碛汇合成中碛。陷入冰川裂隙或冰洞中的碎屑称内碛。内碛降落或冰川刨蚀产生的底部碎屑称为底碛。当冰川消融时，各种冰碛混合在一起，最终在冰川前缘沉积，称为终碛（图9-9）。终碛不是一种搬运产物，而是一种沉积物。图9-8冰川搬运的类型（据Sharp，1966，修改）

图9-9因冰川间歌后退形成的终碛（据Flint，1977）

直接由冰川堆积的沉积物称为冰碛物。它是一种未经分选的由泥质质点、砂粒、砾石以至巨大的岩块混合而成的块状堆积物。其中细粒的碎屑主要是由冰研磨而成，没有明显的风化痕迹。较粗的颗粒表面常具钉子形擦痕和光面。冰碛物的石化产物称为冰碛岩（tillit）。冰碛岩常常与碎屑流沉积混淆，但是，如果这类沉积停积在具沟槽、擦痕和磨光面的基底之上，那么就无疑是冰川成因的了。三、冰水沉积由冰川搬运来的后经融冰水再搬运并沉积下来的物质称为冰水沉积。冰水沉积既有冰川作用的痕迹，又有流水改造作用的特征。冰水沉积的重要特征是具有一定的层理和分选性。因此，又称层状冰碛。按其堆积的位置可分为二类：（1）冰前沉积在冰川界限以外形成的沉积，如冰水平原、冰湖和冰海沉积。（2）冰界层状沉积是在与冰川接触部分形成的一种融冰水沉积，如蛇丘、冰碛阜等。（一）蛇丘和冰碛阜沉积蛇丘主要是由冰体下部隧洞流出的融冰水堆积的沉积物，形态呈伸长的曲线状，象一道墙。其方向大致与冰体运动方向一致。如果蛇丘沉积物经过分选，有时也可具粒序、冲淤构造、交错层理及水平层理。底碛被运动的冰川改造成的流线状小丘称鼓丘。冰碛阜是冰川表面的冰水沉积，在冰体融化后，沉落在底床上的沉积体。因此多呈孤立的丘状，内部常具同心状构造，层理与冰碛阜外形一致（图9-10）。图9-10冰川作用区的地貌特征（据Holmes，1965修改）

（二）冰水平原当融冰水切过终碛堤，在外围所形成的扇形堆积体称为冰水扇。几个冰水扇相连接可以构成起伏平缓的冰水平原。冰水平原沉积主要是由砂砾组成的层状的冰河沉积。相邻沉积层间粒度变化很大，其中偶尔也可见到大的冰川漂砾。特征的沉积构造有冲淤构造、水平层理与交错层理等，冰水平原向下可过渡为辫状河沉积。（三）冰湖流积在冰前地带冰融水因为受阻可以聚集成冰水湖。其规模与历史长短可以有很大不同，但是该湖可以随着逐渐后退的冰缘扩展，以致冰湖沉积覆盖很大的区域。在冰川湖的边缘可以形成旋回构造发育的小型扇三角洲，通常其前积层陡倾，向下坡渐变为细粒的湖底沉积物。如果波浪作用活跃，在湖滨地带也可发育薄层的分选良好的砂和砾（图9-11）。当冰川在静滞的湖泊中终止时，水下可以形成粗粒的冰水沉积。在淡水湖或半咸水湖中，这些沉积物很快就过渡为纹泥。浅湖底部的典型沉积是纹泥。纹泥是一种由薄的浅色的细砂、粉砂层和暗色的泥质层交替而成的向上变细的韵律沉积。淡色的粗粒纹层代表春夏温暖季节的沉积，暗色的细粒纹层代表秋冬季节的沉积。淡色的粗沉积也可以是高密度的冰河沿湖底注入而成的。在冰湖纹泥中偶尔也可见到少数坠落石，它们是从浮冰中坠落的。（四）冰海沉积冰海环境是指漂浮有冰川冰以及与冰川和冰架邻接的海。这些冰块通过筏运和对海水的温度、盐度、密度、悬浮沉积物的浓度的改变，影响沉积物的搬运。图9-11冰湖沉积作用示意图（据Edwards，1978）

冰海沉积突出的特征是坠落石、它是随浮冰（冰山和冰架）筏运入海，沉积在较细粒基质中的较粗碎屑物。如果基质是纹层状的，那么坠落石可以刺穿或者压弯下伏的纹层。在差异压实作用下，坠落石周围的纹层被压缩。坠落物也可以是冰川冰融化释放的冰债物团块。与冰海有关的沉积物主要有三种类型：在冰川末端的下面，大量的冰碛物释放，形成无层理的基底冰碛物。向海方为层状冰碛物，只含少量粗粒沉积物，它们可能是冰山搬运来的，或者是冰｝；冰释放的。最外带为具有坠落石的纹层泥。基底冰碛物无层理，缺乏分选，不含原地的生物，而冰海沉积含有原地的生物化石，粘土含量较多，但有分选，具层理。四、冰川沉积相（一）主要沉积相Edwards（1978）将冰川沉积物归纳为五种沉积相（表9-1）：（l）块状冰碛岩；（2）层状砾岩和砂岩；（3）纹层状泥岩，其中含或者不含坠落石；（4）与岩相（2）和（3）相伴生的冰碛岩，（5）带状冰碛岩。其中（l）（2）（3）三种相最为常见。对于大陆上的第四纪沉积来说，这些相的解释比较明确：块状冰碛岩是冰下环境沉积的底积物；层状砾岩和砂岩是冰河或冰界冰前沉积；具纹泥、坠落石或特征化石的纹层状泥是冰湖或冰海沉积。呈块体流方式侵位的冰碛物或混积物，通常是冰界带层状砾岩或冰前水下环境的纹层泥的夹层。l、块状冰碛岩块状冰债岩是冰川作用最特征的一个沉积相，其主要特征可归纳为以下几点：①结构杂乱，无分选或分选很差，粒度分布呈双众数或多众数。在研究冰碛物结构时，通常把基质与碎屑的界限定在2mm。②内部不具层理，但是其中可以夹有具层理的孤立的层状沉积物透镜体，通常为砂岩或砾岩，它们是冰下或冰内河在原地沉积的。③碎屑物类型极其复杂，表面具光面及擦痕．其中可以有盆地外的各种岩石和盆地内的沉积岩及层内的经过再搬运的冰川沉积物。表9-1主要的冰川相、沉积作用和形成环境相沉积作用环境块状冰碛岩条带状冰碛岩在活动冰下面沉积的底碛冰下环境层状砂岩和砾岩砂岩和砾岩中的杂乱沉积层或透镜体流动水中沉积的乱杂沉积物块替流（冰碛流）和流动的水体冰上、冰内、冰前（包括水下）冰上、冰界、冰前（包括水下）韵律的纹层状粉砂岩和粘土岩，纹层状泥岩，具坠落石块状混杂岩纹泥，季节性沉积由扰动水中的悬浮体及冰浮物质沉积的水成冰碛岩，静水中的悬浮体及冰浮物质沉积

冰湖

冰海④可以在较大范围内追索。至少可以追索数公里。⑤厚度可达数米至数十米，呈层状、楔状或舌状产出。⑥下伏基岩具有磨光面、擦痕和沟槽．2、带状冰碛岩带状冰碛岩具条带状构造。这种条带是由于颜色、成分、粒度的变化引起的。单个条带厚几十毫米至几十厘米，常呈褶皱状，轴面平行于区域层理方向，褶皱一般是等斜状的。带状冰碛岩是二种不同的沉积体混合成的，一种是外来的，一种是当地的，二者在冰川之下因冰川的塑性活动局部混合，并被剪切成带状。带状冰碛岩分布不广，它可能是冰川内早期混合作用的产物。当其进一步混合时，最后形成均一的基底冰碛岩。3、层状的砾岩和砂岩同冰碛岩和泥岩交互的砂岩和砾岩是一种冰融水沉积，它们可以是冰上、冰下以至冰前的冰河环境的产物，如蛇丘、冰水平原等。其主要特征可归纳为：（1）由泥、砂和砾石几种组分构成；（2）层理类型和数量变化大；（3）分布范围局限，但可达几公里至数百公里；（4）厚度变化大，通常达几十米。4、纹层岩纹层岩由砂、粉砂和粘土纹层交替而成。纹层的清晰程度取决于纹层的成分、结构和厚度。最重要的纹层有两类，一类是韵律状的属于季节性纹层泥，多见冰川湖沉积，没有韵律构造的纹层状沉积形成于海洋。纹层岩除了具有纹层外，尚具下列特征：①具有坠落石，冰碛岩砾岩团块和散布在纹岩层中的大量坠落石是浮冰筏运的有力证据，但是缺乏坠落石并不能作为反对冰川成因的证据。在第四纪的许多韵律状纹泥岩中往往只含少数或者就根本不含坠落石。②具有砂岩或混积岩的夹层。纹层岩同带状冰碛岩有可能混淆。坠落石并非总是很容易鉴定。一般来说，为纹层包围的坠落石的直径总是大于纹层的厚度，坠落石上有擦痕、刻蚀面等特征，同时与之共生的还可能有冰碛物团块或砾石组合等，都可作为附加的证据。在某些无规律的纹层岩中，纹层粗糙模糊，类似于冰碛岩的产状。它们可以渐变为水成冰碛岩或块状冰海冰碛岩。5、块状冰海冰碛岩是一种缺乏内部层理、分选差的块状岩石，含有各种原地生活的生物，但生物扰动构造罕见，其在横向上同成层清楚、分选良好的正常海沉积呈指状交错。块状冰海冰碛岩与块状的基底冰碛岩相比有以下特点：①含有未破碎的原地化石，②与正常的层状沉积物的界限是渐变的，③具有浊积岩或其它横向上连续的沉积层，④缺乏层状沉积物组成的孤立包体，⑤碎屑排列无一定方位，③粒度比共生的基底冰碛岩更细。二、冰川相模式冰川沉积相根据其共生关系可以分为陆相组合与海相组合两类。陆相组合又可分为：①内部相组合，②边缘相组合和③外部相组合（图9-12A）。内部相组合主要为基底冰碛岩，在局部洼地也可有纹泥岩。边缘相组合由冰上的、冰界的冰水沉积、冰河沉积和基底冰碛岩组成。外部组合主要为冰缘以外的冰河沉积，没有基底冰碛岩。海相组合也可分内部相组合、边缘相组合和外部相组合（图9-12B）。内部相组合包括基底冰碛岩、无规律的纹层或冰海块状冰碛岩。边缘相组合主要由无规律的纹层岩和冰海块状冰碛岩组成，具有数量不定的水下沉积和少数基底冰碛岩，外部相组合由无规律的纹层岩或冰海块状冰碛岩组成，其中可以夹有浊积岩和碎屑流混积岩。反映基底冰碛岩与冰前相交替的相组合，可指示地质历史上冰川范围的变动情况。每个基底冰碛岩单位代表冰川的扩大期，而冰前沉积（及冰间沉积）反映冰川的消退或缩小。图9-12冰川的沉积相组合与层序示意图（据Edwards，1978）

第三节沼泽相

沼泽是长期积水的洼地，或为较丰富的植物占据的低洼而潮湿的地面，水流不畅，介质处于还原条件。许多大的沉积环境中都可以有沼泽，如在河流环境中有河漫沼泽；湖泊的某些部位也可以沼泽化；三角洲平原上的分流河道间也可广泛发育沼泽；泻湖环境在潮间带中也可形成红树林群落的沼泽，海岸浅滩、海湾潮滩都可形成沼泽等等。沼泽的沉积物主要是粘土，有机质淤泥和粉砂质沉积，由于在还原条件下，沉积物中的氧化铁在微生物作用下发生去氧作用，变成亚铁化合物，故沉积物呈现蓝灰色。但由于积水很浅，且草类植物茂盛，故一部分游离氧可沿植物根系进入沉积物中，部分亚铁化合物又被氧化成三价铁，因而在沉积物内根系周围形成黄褐色的锈纹、锈班，但有些粉砂质的沼泽沉积物，因透水较快，沉积物的颜色呈棕灰。沼泽中一般含有大量的植物遗体和根部化石，有大量泥炭和腐泥沉积，常有菱铁矿、黄铁矿结核或呈细晶分散状态分布（图9-13，14）。图9-13沼泽相泥岩，含有小瘤状的菱铁矿结核和根化石（石炭纪，河北峰峰）图9-14沼泽相粉砂岩，含有植物根化石（石炭纪，河北峰峰）

根据沼泽水动力条件、岩性组合及以及沉积物特点，沼泽相可划分为三种基本类型：闭流沼泽相、覆水沼泽相和泥炭沼泽相。一、闭流沼泽相以深灰色、黑色粉砂岩、粘土岩和粉砂质粘土岩为主。闭流沼泽中水体较浅，水介质运动微弱，—般层理不发育，局部有不清晰的透镜状、波状、水平层理，含丰富炭化植物根茎化石碎片，杂乱排列，形成团状构造，或者含有保存较完好的垂直的植物根化石，常见菱铁矿、黄铁矿结核，局部含少量淡水动物化石，泥岩的B含量低，—般不超过15ppm，Sr／Ba比值小于1。多见于煤层底板，亦可见于煤层顶板或夹矸中，在我国华北中北部地区山西组中常见。二、覆水沼泽相以黑色炭质页岩、炭质泥岩为主，部分可为含炭质较高的粉砂质粘土岩或炭质粉砂岩，发育水平层理或缓波状层理，沿层面可见大量炭化植物叶、茎碎片，偶含淡水动物化石，也含菱铁矿、黄铁矿结核。多见于煤层顶板，亦可见于煤层底板或夹矸中。在我国华北中北部地区山西组及华北南部下石盒子组中常见。三、泥炭沼泽相为闭流沼泽相和覆水沼泽相的过渡环境，也是主要的成煤环境，当泥炭沼泽中水体变浅时，则形成闭流沼泽相，水体变深时则转变为覆水沼泽相。泥炭沼泽相是河漫滩、三角洲平原、滨湖等地区主要的聚煤环境，所形成的煤层分布较连续，但厚度变化大，灰分含量中—高，硫分—般较低。我国石炭二叠纪部分煤层、侏罗纪煤层和第三纪煤层都是在泥炭沼泽相中形成的。（一）河流泛滥盆地泥炭沼泽图9－15河流泛滥盆地泥炭沼泽成煤垂向序列（据陈世悦等，2000）河流泛滥盆地泥炭沼泽系发育于河流的泛滥平原及岸后沼泽等微环境上的成煤环境。在适宜的气候条件下植物生长、死亡，导致泥炭沼泽化，从而成为大规模聚煤的环境。其垂向序列—般由河床滞留相或边滩相开始，向上过渡为天然堤相，进而形成煤层；煤层之上为漫滩湖泊相或边滩相沉积物所覆盖（图9－15）。泛滥盆地泥炭沼泽成煤的特点是：煤层层位较稳定，厚度变化大，硫分含量低，灰分含量变化较大，常有冲刷现象。吉林南部地区晚石炭世3#煤层是该区的可采煤层，全区发育，平均厚度1.2m，最厚可达6－18m，灰分15－24％，硫分0.43－1.33％。该区在晚石炭世沉积时，已经演化为河流沉积体系，故属于在河流泛滥盆地基础上形成的煤层。（二）三角洲平原泥炭沼泽三角洲平原泥炭沼泽是三角洲水上平原或部分水下平原或部分泥炭沼泽化而形成的聚煤环境。随着三角洲不断向盆地方向推进，聚煤作用的范围也逐渐扩大。三角洲平原泥炭沼泽成煤的垂向序列—般为：底部由三角洲前缘分流河口砂坝相或分流河道相开始，向上过渡为分流间湾相或泛滥平原相，进而形成沼泽相和泥炭沼泽相，煤层上面过渡为沼泽相、分流河道相（图9－16）。三角洲平原泥炭沼泽形成的煤层分布面积广、厚度较大，但变化也较大，常被分流河道冲刷，煤层结构复杂，灰分中—高，硫分—般较低。淮南煤田的13#煤层是典型的三角洲平原泥炭沼泽所形成的煤层，煤层厚度大，—般为4～6m，为该区最主要的可采煤层。厚度变化稳定，总体上具有由南东向北西变薄的趋势。煤层灰分为14～30％，硫分低，为0.19～0.30％。图9－16三角洲平原泥炭沼泽成煤垂向序列（据陈世悦等，2000）

第四节冲积扇相一、概述在干热气候条件下，地壳升降运动较强烈的地区，风化、剥蚀作用剧烈，其形成的产物被山区的暂时性水流（雨水或洪水）或山区河流带走，当水流流出山口，地形坡度急剧变缓，水流向四方散开，流速骤减，碎屑物质大量沉积，形成锥状或扇状堆积体，称为洪积锥或洪积扇，它具有山区河流冲积成因的特点，故又称为冲积扇。在纵向剖面上，冲积扇呈下凹的透镜状的或呈楔形，横剖面是上凸状。冲积扇的表面坡度扇根处可达5－10°，远离山口变缓，为2－6°。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或山麓堆积。在干旱或半干旱气候条件下，上升的隆起区，由于物理风化作用强烈，可以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。当山谷中的季节性洪水进入盆地时、由于坡降变缓，水的流速急剧降低，水流分散，形成许多分流河道于是洪水所携带的大量碎屑物质便在山口外，顺坡向下堆积，形成冲积扇沉积。上升的隆起区或山区与盆地之间往往有同生断层发育，当断层持续活动时，可发育很厚的冲积扇，形成其独特的沉积层序。冲积扇的面积变化较大，其半径可从小于100m到大于150km以上。但通常它们平均小于10km。其沉积物的厚度变化范围可以从几米到8000m左右，如挪威西部荷内莱盆地泥盆纪老红砂岩的冲积扇沉积即可达此巨大的厚度。冲积扇沉积为陆上沉积体系中最粗的、分选最差的近源沉积，通常向下倾方向进入细粒、低坡度的河流体系。然而，有些冲积扇可以直接进入湖泊或海盆中，形成水下扇或扇三角洲沉积。现代冲积扇广泛分布于世界各地的干旱和半干旱地区，例如我国的广大西北地区。但在像日本、喜马拉雅山脉和加拿大等这样一些潮湿地区，以及在斯堪的纳维亚和加拿大的北极地区冲积扇也有发育。我国自中新生代以来形成许多内陆盆地（特别是一些断陷盆地），在盆地边缘经常有冲积扇沉积，如克拉玛依的二叠系、三叠系，酒泉盆地的白垩系，渤海湾盆地的第三系等都发育有这种类型的沉积。其中有的地区已发现次生油气藏。二、冲积扇的沉积作用及沉积物类型单个冲积扇的古水流型式通常是较规则和简单的，即从扇根由单一的或2—3个主河道向扇端方向以分支河道方式呈放射状散开。这是因为水流在重力作用下直接顺坡流动，而不受其他因素，如风、波浪、潮汐的影响。但其最初时期的古水流型式可能复杂些，因为冲积扇是在不规则的地形表面上发育的；由相邻冲积扇结合而形成的冲积扇群体，可产生复杂的古水流型式。主河道一般较宽且深，几乎所有堆积在冲积扇上的沉积物都是通过它进行搬运的。分流河道较浅，它们可能呈辫状、直的或弯曲状，但以辫状型式为主。冲积扇沉积中的许多特征皆可作为测定其古流向的指示标志，如河道的方向，纵向和横向砂坝的方向，砾岩碎屑长轴方向和叠瓦状构造、交错层理、波痕、原始水流线理以及砂岩颗粒的方向等。冲积扇的沉积作用基本有二种类型：一种类型起因于暂时性水流作用；另一种起因于泥石流及其有关的作用。暂时性水流作用主要是指那些发生在河流体系中的作用，它们以悬浮、跳跃和滚动方式搬运其沉积物为特征。因此，暂时性水流沉积一般成层性好，含有指示不同流态的各种沉积构造，而且杂基含量少，呈碎屑支撑，并含有叠瓦状及与流动方向有关的其他定向构造。泥石流及其有关作用的特点是含有大量泥质和粉砂质杂基。这些细粒物质支撑碎屑和岩块，并以粘性流体的块体方式进行搬运。因而泥石流及其有关沉积通常成层性差，几乎很少显示沉积构造和叠瓦状组构，但具有大量粘土杂基，呈杂基支撑。根据上述冲积扇沉积物的成因，布尔（Bull，1972）提出如下的沉积物分类：（l）泥石流沉积物：其沉积物主要由泥石流或泥流沉积而成；（2）水携沉积物：其沉积物主要由暂时性水流沉积而成，可进一步划分为河道沉积物，漫流沉积物和筛积物。（一）泥石流沉积如上所述，这里所说的泥石流是指陆地上的一种高密度和高粘度的块体流，其碎屑颗粒由杂基支撑，并在重力作用下呈块体搬运，有人也称其为碎屑流。促使泥石流产生的主要因素是：1）坡度陡，植被不发育；2）源区能供应大量的泥质和碎屑物质；3）季节性的洪水短期内使水量剧增。因此，在干旱或半干旱地带泥石流沉积更为发育。泥石流沉积是冲积扇的主要沉积类型之一。其最大的沉积特征是分选极差，砾、砂、泥混杂，而且粒级大小相差悬殊，甚至可含有几吨重的巨砾。砾石多呈棱角状至半棱角状。层理不发育或不清楚，一般呈块状，但有时可见不明显的递变层理。其组构特征，或者是板状、长条形砾石以垂直于泥石流流向的直立定向排列为主，或者是呈水平或叠瓦状排列。上述构造和组构特征与泥石流的粘度有关。一般来讲，粘度不大的泥石流沉积可具有递变层理，砾石呈水平或具叠瓦状构造：粘度大的泥石流多是块状．其砾石以垂直走向排列为主。泥石流沉积可局限于一定的河道内，也可在侧向上呈席状或朵状体延伸到河道间或扇端地区。它们的典型特征是其边缘明显而陡厚，这与泥石流的粘度大有关。但席状沉积物中部的厚度较均一，因而在露头上泥石流的沉积较稳定。单个泥石流可以有明显的水道轴向部分，以及在流体最发育时期由水道侧翼沉积作用所产生的发育良好的天然堤。沿着泥石流沉积的边缘或脊，有时还可见到墙式的粗粒物质。另外．泥石流沉积常与水携沉积交互出现，因而在这两种沉积互层的沉积剖面中，泥石流沉积表现得相当明显，往往成为判做古冲积扇的一个重要标志。所谓泥流是泥石流的一个变种，其沉积物较细，主要由砂和泥混合而组成。一般不含4mm以上粒径的颗粒。龟裂是富含粘土质泥流沉积的一个特征。由于泥流的粘度变化可以很大，与泥石流沉积相类似、其沉积形态的变化范围也可以从薄而广的席状到具有明显边缘的、厚的朵状体。泥流沉积既可沉积在冲积扇的河道中，也可以发育在非河道地区。（二）河道沉积这是指暂时切入冲积扇内的河道的充填沉积物，故又称为河道充填沉积。它们是水携沉积物中粗粒的和分选差的沉积部分，但向扇端方向，沉积物变细。典型的扇根河道直而深；至扇中和扇端地区则河道变浅，大多为辫状河道；平面形态上一般为窄而长的砂体。通常，河道沉积物由砾石和砂组成，分选较差，层理不发育，多呈块状。其单层厚度一般为5—60cm，有时可达2

m以上。但有时发育有不明显的单向板状交错层理，或不明显的水平层理，具叠瓦状构造。有时在剖面中也可见到明显的河道冲刷－充填构造。河道沉积的底部一般是凸凹不平或呈上凹状；与侧翼和下伏沉积物呈冲刷侵蚀接触关系；并且向周围常常过渡为泥石流或泥流沉积。（三）漫流沉积漫流沉积又称片流沉积。它们主要是指由辫状河流所沉积的席状砂、粉砂和砾石沉积物。这是冲积扇中最常见的一种沉积类型。其沉积作用是：携带着沉积物的水流，从冲积扇上的河道末端漫出，形成了宽阔的浅水带，或席状漫流（其水深一般不超过30cm）。由于水深和水流速度同时减小，以及扇端地区坡度较低缓，而使其所携带的沉积物迅速地沉积下来。首先是浅的支流河道被很快地充填，然后向旁侧迁移，彼此相互叠加和切割。从而形成了席状的砂、砾沉积物，但有时可被低洪时期小而浅的河道切开。漫流沉积物通常由砂、砾石和含少量粘土的粉砂组成，分选中等。其沉积构造为块状层理、交错层理和水平或平行纹理，有时也见有小型冲刷一充填构造。漫流沉积常与上述的河道充填沉积物相伴而生、与河道沉积物相比较，其粒度较细，分选性变好。（四）筛状沉积筛状沉积是冲积扇表层上呈舌状的砾石沉积物。当物源区几乎没有为冲积扇提供砂、粉砂和粘土物质，而是以砾石为主时，由于砾石层具有较好的渗透性，使洪水在流到冲积扇趾部以前就从其中完全渗漏到地下，从而形成舌状的砾石层堆积，但向斜坡上方变细。因为水是从砾石层中渗掉，而不是从上面流走，所以它们就像筛子—样，只允许水渗走，而阻止粗粒物质继续搬运并堆积下来，故称为筛状沉积，可见，筛状沉积要求独特的物源条件，即源区主要为节理发育的坚硬岩石（如石英岩），以便提供大量的砾石块。筛状沉积主要由棱角状至次棱角状的单成分砾石组成，其中充填以砂粒，分选中等到较好。其层与层之间的接触界线不清，故呈块状构造。显然，筛状沉积的分布不如其他水携沉积物普遍，只是局部的堆积现象。在古代扇沉积中可能由于胶结作用和发生沉积作用充填其孔隙空间，而变得致密坚硬。上述沉积物类型在空间分布上具有一定的规律性。泥石流沉积常产出在扇根附近；而漫流沉积则分布于扇中和扇端地区；筛积物恰好集中分布在冲积扇河道交叉点以下；而河道沉积主要分布在该区交叉点以上。但沉积后的冲刷侵蚀作用和突然出现的地下水，也可以使河道沉积堆积在更下游的地区。图9图9－17冲积扇的几何形态类型（据布尔，1972修改）三、冲积扇的几何形态特征冲积扇的几何形态主要取决于盆地边缘的构造背景，布尔（1972）根据其纵向剖面特征，提出三种主要形态类型。1．楔状体其特点是紧靠山前沉积厚，而远离山前沉积物变薄或尖灭（图9－17上），这种形态特征反映了山脉的升降主要发生在冲积扇沉积作用开始之前，其结果导致源区供给大量的沉积物碎屑而形成典型的楔形沉积体。与第一种类型的楔形沉积体相反，第二种类型楔状体是在邻接山前地区沉积较薄，而远离山前沉积突然增厚。这种楔形体通常发育在构造活动趋于稳定的地区。由于构造稳定而使得山前的沉积环境主要变成剥蚀环境，于是随着山前不断地被侵蚀后退，使可以逆坡而上形成宽广的山前侵蚀平面，这是主要发育了薄层的漫流沉积。沿山前顺坡而下堆积的沉积物（图9－17下），则是早先沉积的冲积扇的一部分，这种残存的沉积体便形成由山前向盆地方向增厚的楔状体。2．透镜体状其形态特征是向着山前和远离山前沉积厚度都变薄（图9－17中）。这反映冲积扇沉积作用发生时期山脉不断地连续上升。由于山脉的持续上升，其山前不仅因接受了大量的沉积物质，而沉积厚度较大，而且紧靠山前地区也同时遭受侵蚀，致使扇根沉积变薄而形成下凹的透镜状沉积体。冲积扇几何形态在其内部特征上可以是很复杂的，因为大多数冲积扇在随着源区上升和水系形成之后便迅速地向前推进，并不断地在侧向上往返迁移。在洪水泛滥时期，主河道大致沿着冲积扇的轴部分布，由河流携带的大量沉积物主要堆积在这一部位，也就是说其沉积厚度较大；而在冲积扇两侧由漫流所沉积的沉积物厚度较小。随着冲积扇向盆地方向继续推进，河道便不断地发生侧向迁移，并逐渐构成了横剖面上呈上凸的透镜体状沉积体（图9－18）。

图9－18一个理想冲积扇的地貌剖面和沉积物分布（据斯皮林，1974）冲积扇的形态和规模大小除受构造因素控制外，还受到下列几种因素的影响，其中包括流域面积大小、补给水系所携带沉积物的数量和粒级，源区母岩的成分和地形以及气候条件等。1．流域面积较大的冲积扇，通常比较小源区的同样物质所形成的扇具有较低的坡度；2．当碎屑的粒级和流体中沉积物的浓度增加时，冲积扇的坡度较陡；3．在高降水量地区，冲积扇的坡度较缓，而在干旱地区则较陡，这可能是由于在干旱区泥石流沉积比河流沉积更为发育所致；4．如果冲积扇所流经的地区为页岩或泥质母岩等细粒物质时，其面积和坡度就比流域为砂岩或结晶岩等较粗粒沉积岩的冲积扇要大和陡。四、冲积扇的亚相类型及沉积层序特征根据现代冲积扇地貌及沉积物的分布特征，陆上冲积扇可进一布划分为扇根、扇中和扇端三个亚相（图9－18）。（一）扇根扇根或扇顶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，并发育有单一的或2—3个直而深的主河道。其沉积物主要是由分选极差的、无组构的混杂砾岩或具叠瓦状的砾岩、砂砾岩组成。一般呈块状构造，其砾石之间为粘土、粉砂和砂的杂基所充填。但有时也可见到不明显的平行层理、大型单组板状交错层理以及流速衰减而形成的递变层理。也就是说，扇根的沉积物主要为泥石流沉积和河道充填沉积（二）扇中扇中位于冲积扇的中部，并为其主要组成部分。它以具有中到较低的沉积坡角和发育的辫状河道为特征。因此，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，砂与砾比率增加。砾石碎屑多呈叠瓦状排列；在交错层中，它们的扁平面则顺倾斜的前积纹层分布。在砂和砾状砂岩中则出现主要由辫状河流作用形成的不明显的平行层理和交错层理，甚至局部可见逆行沙丘交错层理。河道冲刷一充填构造较发育，也是扇中沉积的特征之一。沉积物的分选性相对于扇根来说，有所变好，但仍然较差。（三）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角和地形较平缓。沉积物通常由砂岩和含砾砂岩组成，中夹粉砂岩和粘土岩；但有时细粒沉积物较发育，局部也可见有膏盐层。其砂岩粒级变细，分选性变好。除在砂岩和含砾砂岩中仍可见到不明显的平行层理、交错层理和冲刷一充填构造外。粉砂岩和泥岩则可显示块状层理、水平纹理以及变形构造和暴露构造（如干裂、雨痕）。

图9－19冲积扇沉积的正旋回沉积序列(引自孙永传等，1986)在冲积扇形成和发育过程中，由于沉积物堆积速度和盆地沉降速度不同，可以使冲积扇砂体发生进积和退积或侧向转移过程。这种过程明显地反映在冲积扇的沉积层序中。当沉积物的堆积速度大于盆地的沉降速度时，冲积扇砂体逐渐不断地向盆地方向推进，使扇根沉积置于扇中沉积之上，而扇中沉积又置于扇端沉积之上，因而形成自下而上由细变粗的进积型反旋回层序。相反，当沉积物的堆积速度小于盆地的沉降速度时，冲积扇砂体则向源区方向退积，或者向侧向转移，其结果便形成下粗上细的退积型的正旋回沉积层序（图9－19）。在冲积扇的不同部位，其沉积序列也不同（图9－20）。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。扇端的沉积序列通常为具冲刷一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和块状层理泥岩；但有时也发育有变形构造，如旋卷纹理及球枕构造。

图9－20冲积扇各亚环境的沉积序列(引自孙永传等，1985)五、相带细分1980年，新疆石油管理局提出了冲积扇沉积相的细分（图9－21、表9－2）。实践检验证明，该划分系统较成功地解决了油田开发中的一些问题，较客观地反映了冲积扇内部的非均质性。六、冲积扇的鉴定标志l.岩性冲积扇在岩性上差别较大，这主要是由于源区母岩性质不同造成的。大部分冲积扇多以砾岩为主，砾石间充填有砂、粉砂和粘土级的物质，有些冲积扇也可由合砾的砂、粉砂岩组成。扇顶部分以砾、砂岩为主，扇缘部分砾岩减少，砂、粉砂、泥质岩增多，层的厚度变薄，扇体与平原过渡地带，以粘土沉积为主。冲积扇沉积中常含有碳酸盐、硫酸盐等矿物，如方解石、石膏等。它们是和碎屑沉积同时沉积。或是作为地表物质风化结果而堆积下来的。冲积扇的源区母岩性质不同，则所含的盐类矿物就可能出现明显的变化。故根据盐类矿物的差异，在一定条件下有可能推断出源区母岩的性质。2.结构粒度粗、成熟度低、圆度不好、分选差是冲积扇沉积的重要特征。然而不同沉积类型，其分选亦有较大差别。布尔（Bull，1960）曾将冲积扇各沉积类型的碎屑物质的分选作了定量对比，发现泥石流沉积是其中分选最差的。在垂向上和平面上，粒度变化较快。从扇顶至扇缘粒度逐渐变细，分选、圆度逐渐变好。但有时因河床切割一充填沉积的影啊，也会使粗粒沉积物位于扇体的中部或下部。

图9－21冲积扇环境细分示意图

3.沉积构造及颜色冲积扇沉积由于属间歇性急流成因，故层理发育程度较差或中等。泥石流沉积显示块状层或不显层理，细粒泥质沉积物可见薄的水平层理，粗粒碎屑沉积有时亦可见不太明显和不太规则的交错层理，斜层倾向扇缘，倾角为10°～15°。在垂向上，层理构造表现为流水沉积物与泥质沉积物复杂交互的构造序列（图9－22）。冲积扇的粗碎屑沉积中常见冲刷一充填构造，主要发育在扇顶附近。砂质沉积局部可见水流波痕。砾石若有定向排列，则呈“向源倾斜”，倾角30～40°。泥质表层可发育泥裂、雨痕、流痕等。

图9－22冲积扇层理构造的垂向序列（据Blissenbach,1954）冲积扇是间歇性急流堆积的产物。沉积物质经常暴露地表，遭受着不同程度的氧化作用，故缺少还原性的暗色沉积物，泥质沉积的颜色一般带有红色，这是干旱和半干旱地区冲积扇的重要特征。4.生物化石冲积扇中几乎不含动植物化石，、也很少含有机质。

图9－23加利福尼亚弗斯诺郡西部冲积扇各沉积类型的C－M图（据布尔，1964）A-苏格兰老红砂岩(据布卢克，1967)；B和C-赫布里底群岛新红砂岩(据斯蒂尔；1974)

图9－24半干旱气候条件下的冲积扇层序5.C—M图特征冲积扇的各种沉积类型在C—M图上都有一定的特征（图9－23）。漫流沉积与河床充填沉积在C一M图上为一弯曲图形，与帕塞加牵引流标准C一M图相比，缺少RS段，而只有P－Q－R段图形，说明均匀悬浮沉积对冲积扇来说是不特征的。图形PQ代表冲积扇河床充填沉积；QR段大致与C＝M线平行，C与M成比例增加，C与M值接近，说明分选好，这一段代表浅的面状水流沉积，即漫流沉积。泥流沉积是一个近于与C＝M线平行的长条状图形，与帕塞加的浊流沉积C－M图接近。所不同者，浊流C－M图中线（线两边的样品点数相等）上的样品点，C是M值的2.3～4.2倍，而泥流C－M图中线上各点，C是M值的40～80倍，这说明泥流比浊流在分选上要差得多，粘度和密度也大得多。6.垂向层序及沉积相组合冲积扇在形成和发育过程中发生进积和退积作用，使其垂向沉积层序有着明显的不同。当冲积扇向源区退积，则形成下粗上细的退积正旋回层序（图9－24），否则，相反。在扇体的不同部位，其沉积层序也不相同。冲积扇在横向上，向源区方向与残积、坡积相邻接，向沉积区常与冲积平原组合或风成－干盐湖相相接（图9－25），与河流或湖泊、沼泽沉积呈超覆或舌状交错接触。有时也可直接与滨海（湖）平原共生。甚至有些扇体可以直按进入湖泊或海盆地的安静水体，形成水下扇或扇三角洲。七、冲积扇沉积的实例及其与油气关系新疆克拉玛依油田二叠系和三叠系为厚的砂砾岩沉积，可作为古代冲积扇的良好实例。

图9－25冲积扇沉积的相组合剖面（据尼尔森，1969）

克拉玛依二叠系为一套巨厚的灰绿色－棕红色砾岩，厚300－2500m；下三叠统仅见于油田东部，几乎全为砾岩和砾状砂岩；厚130－200m；中三叠统分布广泛，下组为厚层砾岩－砂岩、砾岩和泥岩互层到细粉砂岩－泥岩的正旋回沉积；上组为一套砂砾岩和泥岩交替沉积，共厚50－450m。经克拉马依油田地质研究所研究确定，二叠纪－中三叠纪底部砾岩为冲积扇环境的产物。其根据是：1.它们呈条带状分布于沉积时期的古盆地边缘；2.岩性特征为一套较厚－巨厚的粗粒碎屑沉积，砾岩厚度占总沉积厚度的60－90%以上；3.砾石直径为1－60mm，分选极差，多呈棱角状。该地区的砾石成分90%以上为紧邻物源区的母岩碎块（变质砂泥岩块）。杂乱堆积的砾石在剖面上频繁地粗细交替，组成不明显的洪积层理和韵律层，并具清晰的冲刷面。其中所夹的棕红色－灰色、紫色泥岩透镜体含有砾石、粗砂和较多的粉细砂，无层理，无生物化石。图9－图9－26克拉玛依油田冲积扇及含油情况示意图1-冲积扇顶部；2-冲积扇中部；3-冲积扇前缘；4-断裂；5-地层尖灭线；6-老山边界；7-陆源方向；8-含油良好地带上述岩性组成七个冲积扇，并沿老山山前的断裂带分布，彼此相互连接构成一个冲积裙带。目前已在冲积扇沉积中发现了油气藏（图9－26）。每个扇形体的主体部分发育的厚度大、颗粒粗的河床砂砾岩层、向两侧变薄变细。根据岩性、物理及水动力特征，它们也可分为扇根、扇中和扇端几部分。其中扇中部分的连片河床砂砾岩层，粒度适中，分选较好，泥质胶结，比较疏松，孔隙度和渗透率最好，含油面积最大。但同生断裂带的发育和不整合面的存在，也是该油气藏形成所不可缺少的地质条件。

第五节河流相一、河流的分类河流是陆地上最活跃，最有生气的侵蚀、搬运和沉积地质营力。河流的侵蚀作用使河谷不断地加深和拓宽，导致河床的左右迁移。河流源源不断地把沉积物由陆地搬运到湖泊和海洋中去。同时，在搬运过程中，形成了广泛的河流沉积。（一）河流的类型不同类型的河流，在河道的几何形态、横截面特征、坡度大小、流量、沉积负载、地理位置、发育阶段等方面都存在着差别。这些因素通常作为河流类型划分的依据。按照地形及坡降，将河流分为山区河流和平原河流。前者地形高差和坡降大，向源侵蚀作用强烈，河岸陡而河谷深，河道直而支流少，水流急而沉积物粗；后者地形高差及坡降小，向源侵蚀停止，侧向侵蚀强烈，河道弯曲而支流多。故平原河流多为弯曲河流。

图图9－28单河道和多河道系统及其辫参数（Rust,1978）图图9－27同一河系河流发育的幼年、状年、老年期三个阶段按照河流的发育阶段，将河流分为幼年期、壮年期和老年期（图9－27）。同一河系，上游河流属幼年期，多为山区河流，以侵蚀作用为主，许多支流汇成主流；中游河流为壮年期，形成泛滥平原；下游的海、湖岸边的河流属老年期，与幼年期支流汇集河网的情况相反，产生很多的分流，呈网状分叉，最后流入湖泊或海洋。大量的沉积作用发育在壮年期和老年期的平原河流。拉斯特（Rust,1978）根据河道分岔参数和弯曲度提出了一个新的河流分类方案。河道分岔参数是指在每个平均蛇曲波长中河道砂坝的数目。这些河道砂坝是被河流中线所围绕和限制的河道砂体。河道分岔参数的临界值为1，<1者为单河道，>1者为多河道（图9－28）。河道弯曲度是指河道长度与河谷长度之比，通常称为弯度指数，其临界值为1.5（也有人定为1.3），<1.5者为低弯度河，>1.5者称高弯度河。根据上述两个参数，可将河流分为平直、蛇曲、辫状、网状四种类型（表9－3）。其中以曲流河和辫状河分布最广，而顺直河和网状河较少见。表9－3河流分类（据拉斯特，1978）分岔参数弯度单河道（河道分岔参数<1）多河道（河道分岔参数>1）低弯度（弯度指数<1.5）高弯度（弯度指数>1.5）曲流河顺直河（蛇曲河）辫状河网状河（二）河流的主要特征1.顺直河顺直河弯度小，弯度指数<1.5，通常仅出现于大型河流某一河段的较短距离内，或属于小型河流。河道内凹岸为冲坑（深槽），沿此发生侵蚀作用，凸岸因加积作用形成浅滩（图9－29,a），可产生侧向迁移而逐渐向曲流河发展。2.曲流河曲流河又称蛇曲河，为单河道，其弯度指数>1.5，河道较稳定，宽深比低，一般<40。侧向侵蚀和加积作用使河床向凹岸迁移，凸岸形成点砂坝（图9－29，b）。由于河道的极度弯曲，常发生河道截弯取直作用。曲流河河道坡度较缓，流量稳定，搬运形式以悬浮负载和混合负载为主，故沉积物较细，一般为泥、砂沉积。因河道较为固定，其侧向迁移速度较慢，故泛滥平原和点砂坝较为发育。曲流河主要分布于河流的中下游地区。现代世界上一些著名大河的中下游，如密西西比河和长江，都具有曲流河的特征。由于受地形坡度、流域岩性、气候条件、构造运动以及河水流量、负载方式等因素的影响，在同一河流的不同河段或同一河流发育过程的早期和晚期，其河道形式可有不同变化。甚至在同一时期的同一河段，因水位不同，河型亦有变化。如高水位时为曲流河，低水位时表现为辫状河。3.辫状河辫状河多发育在山区或河流上游河段以及冲积扇上。多河道，多次分叉和汇聚构成辫状（图9－29,c）。河道宽而浅，弯曲度小，其宽/深比值>40，弯度指数<1.5，河道砂坝（心滩）发育。河流坡降大，河道不固定，迁移迅速，故又称“游荡性河”。由于河流经常改道，河道砂坝位置不固定，故天然堤和河漫滩不发育。由于坡降大，沉积物搬运量大，并以底负载搬运型式为主。4.网状河网状河具弯曲的多河道特征，河道窄而深，顺流向下呈网结状（图9－29，d）。河道沉积物搬运方式以悬浮负载为主，沉积厚度与河道宽度成比例变化。河道间被半永久性的冲积岛和泛滥平原或湿地所分开，故有人称之为限制型河道。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，占据了约60～90%的地区。网状河多发育在河流的中、下游地区。

图9－图9－30曲流河段流速及涡流的分布图9－29四类河道的形态(a)顺直河；（b）曲流河；（c）辫状河；（d）网状河；（d）据Smith(1983)照片简化绘制外，其他据Reineck和Singh（1978）

二、河道流动体制河道内流水的侵蚀、搬运和沉积作用是由水流速度和涡流的分布所决定的。最大流速和涡流区是易受侵蚀的地区；相反，相对低速和少涡流区是底床稳定和接受沉积的地区。在曲流河道中，主流线靠近河流的凹岸（图9－30），最大涡流出现在凹岸的底部，发生最大强度的侵蚀作用，使凹岸产生外移下切，这是河道加宽的普遍机制。主流线在拐弯处，既有一个向下游的流速分量，又有一个弱的侧流分量，也就是说，在水面上水流向凹岸，在河底附近水流向凸岸，形成向前运动的螺旋形环流（纵轴环流）。这样，沉积物在搬运过程中，穿过河道，到达凸岸，在相对低流速、低涡流区沉积下来。凹岸侵蚀的物质，在横向水流和向下游水流的作用下，被带到紧邻的下游曲流砂坝上，而不是沉积在凹岸对面的曲流砂坝上。河水蜿蜒流动，日益增加了河道的弯度，这是曲流河中水流速度和涡流不对称分布的自然过程。最终河道弯曲到一定程度，被直线流动的洪水取直。在直河段中，主流线位于靠近河道中心上部，最大涡流区出现在河道两侧，侵蚀作用发生在沿岸涡流高的地区，沉积作用形成在河床的底部。低弯度的河道趋向于侧向侵蚀，中部加积形成心滩。一条河道在某一点的横断面形态是水流、通过横断面运动的沉积物的数量与特性，以及组成河岸与河床的物质特性的函数，是随着这些因素的变化而改变的。在河段中流动的流体的体积决定了河道的横截面积和平均流速。平均流速又依次为水压头的函数。水压头一般用水面坡度近似表示（可以通过单位距离高度的变化来测量）。水流线通过缩短距离，使单位距离坡度的增大来增加水压头。因而平直河道和冲积表面的斜坡具有相同的水压梯度。底床和河岸的冲刷增加了河道的横截面积。河岸的冲刷和河岸的不断拓宽在低弯度河段中更为显著；相反，曲流河则以河道的加深为特征。如果冲刷和取直不足以控制水流，河水将漫过河岸进入周围的河谷或冲积平原。河道横截面的几何形态也由沉积载荷所决定。悬浮载荷搬运通常受限于供应量，底床载荷的搬运则受搬运能力的限制。浅河道中剪切力较大，这样砂和砾质的河床既浅又宽。富粘土及植被的河岸稳定，增加了河床的冲刷，更有利于形成相对深而窄的河道。

图9－31弯曲河流沉积环境模型（据艾伦，1964）三、河流沉积相及相模式河流相是河流沉积环境及其沉积物特征的综合。不同类型河流的沉积环境及沉积物特征有所不同。（一）曲流河沉积相模式曲流河是最常见的河流类型，也是研究程度最高的一类河流。根据次一级环境及其沉积物特征的不同，将曲流河相进行划分为河床、堤岸、河漫、牛轭湖四个亚相（图9－31）。1.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

图图9－32边滩沉积的层理垂向序列（据伦纳克，1973）

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，岩体形态多具透镜状，底部具明显的冲刷界面。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)边滩沉积图9－33侧蚀扩宽河谷示意图（据C.R.Longwell等，1956）边滩又称点沙坝或图9－33侧蚀扩宽河谷示意图（据C.R.Longwell等，1956）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（图9－33），最终引起河床的左、右迁移。引起侧蚀作用的主要原因主要是河流弯曲所致，另外科里奥利（Corioris）力的作用可使河流的一侧侵蚀加强。A.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，南半球向左（图9－34）。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。图9－35曲流河的水动力结构及边滩的形成B.弯道环流作用在河道的弯曲处，主流线因惯性而偏向凹岸（图9－30），在凹岸一侧产生雍水（图9－35），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滩（图9－35），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（图9－36），形成一个曲流带；第三个结果是当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。

图图9－37天然堤层理构造垂直序列（据柯尔曼，1969）图9－36河谷及河漫滩的发育过程2.堤岸亚相堤岸亚相在垂向上发育在河床沉积的上部，属于河流相的顶层沉积。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。进一步可分为天然堤和决口扇两个沉积微相。1）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，粒度较边滩沉积细，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（图9－37）。由于间歇性出露水面，钙质结核发育，泥岩中可见干裂、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。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（图9－36）。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