沉积的平面分布特征(华北地区第三纪沉积环境的密度研究)

沉积的平面分布特征

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裂谷盆地的控凹盆缘断层的走向控制了凹陷的形态和延伸，断距的大小控制了凹陷的规模，断层的活动控制了沉积的发育，构造对沉积起到了明显的控制作用。裂谷盆地凹陷结构类型主要有三种：单断式（箕状）凹陷、双断式（地堑状）凹陷和具中央构造带的箕状凹陷。不同类的凹陷结构有不同的沉积模式。

1.单断式（箕状）凹陷沉积模式

根据二连盆地资料研究，这类凹陷一般呈长条状，长宽比为4：1～6：1。陡侧为边界主断层，缓侧为斜坡，物源来自湖盆两岸的古凸起上，具有“陡断缓超”的沉积特点。在初始张裂——断陷早期早白垩世阿尔善组沉积时期，沿湖盆陡缓两岸分布有大面积的冲积扇和扇三角洲砂体，凹陷中央为一线湖水所占据。断陷鼎盛期——腾格尔组沉积时期，湖盆陡岸的水下扇、湖底扇和深水浊积扇呈裙边状分布；缓坡为辫状河三角洲发育区；湖盆中央为广阔的湖水，呈现出两岸砂体隔水对峙的分布特征。同裂谷期后期都呼木组沉积时期，湖盆陡岸扇三角洲成群成带；缓岸为宏伟壮观的辫状河三角洲群（图1-40）。

2.双断式（地堑状）凹陷沉积模式

这类凹陷两侧均以同生断层为界，呈长条形。在断陷期——早白垩世阿尔善组和腾格尔组沉积时，湖盆两岸主要分布为水下扇群，中央为湖水占据。断陷期后期都呼木组沉积时，湖盆两岸为扇三角洲群。这类凹陷缺少地层超覆带（图1-41）。

3.具中央构造带的单断式（箕状）凹陷沉积模式

这类凹陷的面积一般较大，长宽比小，为2：1～3：1。中央构造带大体沿凹陷长轴方向延伸。凹陷陡侧为主洼槽，缓侧为次洼槽。这种结构的凹陷的地形水系、砂体和相带展布特征均发生了较大的变化。早期，湖盆碎屑物质主要来自凹陷的长轴方向。阿尔善组沉积时，沿湖盆两端形成大型辫状河三角洲砂体，与凹陷的长轴方向平行或斜交，在中央构造带交汇，进入湖区，形成辫状河三角洲前缘砂体。在湖盆陡缓两岸分布有小型扇三角洲和水下扇体群。中后期腾格尔组和都呼木组沉积时，两端为辫状河三角洲分布区；中间为滨浅湖亚相分布区；沿短轴方向，缓坡为扇三角洲分布区，陡岸为水下扇和深水浊积扇相（图1-42）。这类凹陷砂体成因多，储层性能好。

图1-40 单断式（箕状）凹陷沉积模式图

（据张文朝，2001）

图1-41 双断式（地堑状）凹陷沉积模式图

（据张文朝，2001）

图1-42 有中央构造带的单断式（箕状）凹陷沉积模式图

（据张文朝，2001）

华北地区第三纪沉积环境的密度研究

在“多元控砂”这一概念的理论指导下，通过对二连盆地凹陷（断陷）类型、构造带类型、坡折带类型、体系域类型及沉积相等砂体形成与分布的主要控制因素分析，认为凹陷（断陷）类型、构造带类型、体系域类型控制了不同沉积体系所发育的沉积砂体，坡折带类型控制各沉积相类型砂体的形成与分布，不同类型沉积相对砂体的特征具有重要的控制作用。

（一）凹陷（断陷）类型

二连盆地的凹陷都是受张性正断层控制发育的深而窄的长条状断陷，与凸起相间，呈雁行状展布。由于受构造活动差异性和分割性的影响，各个凹陷在断裂的控制下具有不同的结构类型。根据断裂控制凹陷发育的形态，可以将二连盆地的凹陷分为单断（箕状）型和双断型两大类，单断（箕状）型又可细分为单断反转型、单断断超型和单断断槽型（图1-2）。在边界断裂和内部断层的共同控制下，不同类型的凹陷发育了不同的沉积体系类型。

1.不同类型凹陷所控沉积体系类型存在差异

不同类型的凹陷，即箕状（单断）凹陷与双断凹陷所发育的沉积体系砂体类型具有明显的差异。对于箕状凹陷而言，其陡坡带受边界控凹断层控制，往往发育水下扇和扇三角洲沉积体系；缓坡带未有大型边界断层，其上发育扇三角洲和辫状河三角洲沉积体系；在洼槽带的深水区常形成湖底扇沉积体系。双断凹陷两侧边界断层活动都非常强烈，凹陷中心的洼槽带持续下陷，使得凹陷呈现地堑式结构，其两侧可发育规模较小的水下扇或扇三角洲沉积体系，但大型三角洲沉积体系不发育；相对于箕状凹陷，在长轴方向的辫状河三角洲或曲流河三角洲沉积体系特别发育。

2.不同类型箕状凹陷所控沉积体系类型存在差异

单断箕状凹陷根据内部结构可以细分为单断断槽式、单断断超式和单断反转式三种类型，同为箕状凹陷，其发育和分布的沉积砂体存在着一定的相似性。陡坡带常发育水下扇和扇三角洲沉积体系，缓坡带主要分布扇三角洲和辫状河三角洲沉积体系。但由于不同类型箕状凹陷内部结构和边界断层存在差异，因此凹陷内沉积砂体具有差异性。

单断断槽式凹陷为在单断凹陷中边界主断层的对面发育了一条相向而掉的同沉积老断层，使之在边界断层伏击形成一个深洼槽。因此凹陷陡坡带主要分布小型水下扇和扇三角洲沉积体系，缓坡带则发育大型扇三角洲和辫状河三角洲沉积体系，由于深洼槽的存在，在靠近陡坡的洼槽带可以形成湖底扇沉积体系。单断断超式凹陷为在单断凹陷受陡侧边界主断层控制，地层由断层根部向缓坡沉积逐层超覆尖灭。来自缓坡方向的物源丰富，在靠近缓坡的洼槽带可发育数量众多的湖底扇沉积砂体。单断反转式凹陷是由于构造反转作用，而使凹陷陡坡具有反转构造样式，沉积中心不断迁移，这类凹陷陡坡带发育大型扇三角洲沉积体系，缓坡则发育小型扇三角洲沉积体系，洼槽带受沉积中心不断迁移的影响，湖底扇不发育，往往为陡坡带扇三角洲前缘砂体。

（二）构造带类型

二连盆地的构造带可以分为陡坡带、缓坡带和洼槽带。根据构造活动和构造样式不同，可以将二连盆地陡坡带分为反转型陡坡带和犁式断层陡坡带，缓坡带分为轻微翘倾缓坡带和强烈翘倾缓坡带；根据断陷盆地的类型，可将洼槽带分为箕状洼槽带和双断长轴入湖区。由于所经历构造演化和沉积环境的不同，从而导致在不同类型构造带上形成不同沉积体系的砂体。例如，二连盆地陡坡带易形成三角洲、水下扇等沉积体系，缓坡带主要发育三角洲沉积体系，洼槽带以浊流沉积体系为主，在断陷晚期长轴方向可形成三角洲沉积体系，从而在不同类型构造带上沉积的砂体成因类型和分布规律存在着差异（表6-1）。

表6-1 二连盆地凹陷构造带与砂体成因类型表

1.反转型陡坡带

反转型陡坡带是具有反转构造的陡坡带，主要表现为在陡坡背景下向洼槽方向形成由一系列逐渐变新的顺向断层所构成的断阶，陡坡带边缘地层强烈反转抬升。该构造带由于边界断层强烈活动所形成的反转构造，古凸起的大量粗碎屑物未经分选，直接沿陡坡向洼槽方向堆积，在断阶的下降盘形成扇三角洲砂体。多个扇三角洲砂体成群成带、叠加连片，无主次之分沿陡坡带分布（张文朝，1998），有些甚至可以一直延伸到洼槽带附近。巴音都兰凹陷南洼槽构造反转型陡坡阿四段广泛发育扇三角洲砂体，同时还发育小型滨浅湖滩坝砂体。

2.犁式断层陡坡带

断陷盆地在断陷期的张扭构造应力作用下，其边界断层活动强烈，常形成大型的犁式断层。来自于陡坡带相邻凸起的洪水碎屑物，沿犁式边界断层的下降盘直接入湖，沉积物全部没于水下，形成近岸水下扇。在盆地拉伸活动较强烈时，犁式边界断层落差大、倾角陡，其下降盘范围大、下陷深，沿断层面往往分布一系列连片近岸水下扇砂体。乌里雅斯太凹陷南洼槽犁式断层陡坡带发育阿尔善组、腾一段近岸水下扇砂体，吉尔嘎郎图凹陷中洼槽陡坡带也为犁式断层陡坡带，同时发育多套层系的近岸水下扇砂体。

3.翘倾缓坡带

翘倾缓坡带是箕状断陷盆地缓坡带在接受沉积的过程中，由于向洼槽带方向的掀斜作用而发生了翘倾。在翘倾过程中，缓坡的坡面上存在一个平衡点，平衡点以下沉积物表现为上超充填，平衡点以上坡度逐渐变陡，缓坡边缘向凸起处翘起。二连盆地翘倾缓坡带根据翘倾程度的不同，分为轻微翘倾和强烈翘倾两类缓坡带。前一类缓坡带由于翘倾较弱，缓坡边缘抬升较低、坡度较缓，高部位的物源具有较长的搬运距离，缓坡发育辫状河三角洲砂体；后一类缓坡带翘倾强烈，缓坡边缘遭受较强烈剥蚀，沉积物由物源区向下直接入湖，在缓坡湖岸处形成扇三角洲沉积。二连盆地吉尔嘎郎图凹陷中洼槽轻微翘倾缓坡带发育腾格尔组辫状河三角洲砂体，乌里雅斯太凹陷南洼槽强烈翘倾缓坡带发育阿尔善组扇三角洲砂体。

4.洼槽带

箕状洼槽带位于陡坡带和缓坡带之间，是断陷湖盆长期性的沉降中心，构造活动简单。其物源主要来自陡缓两坡，由于洼槽带水动力作用弱，在深洼沉积背景下，发育有洪水重力流直接注入深水区或各类沉积体系前缘砂体滑塌成因的各种湖底扇。例如，乌里雅斯太凹陷、吉尔嘎郎图凹陷、赛汉塔拉凹陷的洼槽带均发育腾格尔组的湖底扇。

双断长轴入湖区是在沿大型双断断陷湖盆长轴方向，碎屑物源区距离湖盆的沉积中心较远，坡降很小，河流源远流长，流域面积大。在此方向上由于两端高中间低的构造特征，从两端入盆的物源在中央洼槽带上发育了大型辫状河三角洲砂体。以二连盆地阿南—阿北凹陷长轴方向发育的腾格尔组辫状河三角洲砂体为典型代表。

（三）坡折带类型

坡折带是个地貌学概念，指地形坡度发生突变的地带，不论在盆地还是在剥蚀区都可能发育。坡折带按其成因机制可以分为构造坡折带、沉积坡折带、侵蚀坡折带，其中构造坡折带还可细分为断裂坡折带和褶皱坡折带。坡折带对于不同沉积相砂体的发育和分布起着重要的控制作用。不同类型的坡折带对砂体的控制存在差异，在二连盆地典型凹陷内众多类型的坡折带上发育不同成因类型和不同形态的砂体（表6-2）。

表6-2 坡折带发育砂体相类型与形态表

1.构造坡折带

构造坡折带是由同沉积构造长期活动形成的地形坡度明显突变的地带。此类坡折带有可细分为断裂坡折带和褶皱坡折带。

断裂坡折带是同沉积断裂长期活动引起的构造斜坡明显地形突变，往往在断层的上盘沉积厚度增大，它控制着沉积砂体的形成与分布。二连盆地吉尔嘎郎图凹陷林5井附近的断裂坡折带，是由断层、沉积古地形共同形成的断裂坡折带，在其之上发育腾二下段的辫状河三角洲前缘上倾尖灭型砂体。乌里雅斯太凹陷太21井断裂坡折带发育在缓坡带坡底部位，断层上盘陡坎的存在，扩大了可容空间，在此断裂坡折带上分布透镜体型湖底扇砂体。

凹陷边界断裂可以形成的断裂坡折带是沉积相带和沉积厚度发生明显突变的地带，在不同的湖盆演化阶段控制着特定的沉积相域的展布；断裂坡折带的断裂长期活动所形成的断层面产状与断层组合对于砂体的形成和展布有重要影响。

箕状凹陷陡坡带边界断层的断层面凹槽部位往往是山间河流进入盆地的入口处，大量的碎屑物源经陡坡带边界断层凹槽处进入湖盆，在边界断层下降盘形成扇三角洲砂体或近岸水下扇砂体（图6-15a）。巴音都兰凹陷南洼槽陡坡带边界断层两个凹槽部位是物源的主要注入处，沿陡坡带形成了两个大型的扇三角洲沉积体系（图6-15b）。

图6-15 陡坡带边界断层产状控砂模式及实例图

（据杜金虎，2003，经修改）

图6-16 缓坡带边界断层组合形式控砂模式及实例图

（据杜金虎，2003，经修改）

箕状断陷盆地缓坡带边界断层上盘的下降会诱导出下盘的均衡上升，断层位移相对较小的部位或断层与剥蚀带交会处的上升幅度相对较小，往往是水流注入湖盆的通道。故而缓坡带的物源入口多是边界断层相对位移较小处或断层与剥蚀带交会处（图6-16a），例如在乌里雅斯太南洼槽缓坡带的边界断层与剥蚀带交会处，大量碎屑物进入湖盆形成扇三角洲沉积体系和湖底扇沉积体系（图6-16b）。

褶皱坡折带是由于构造活动的背斜、鼻状等褶皱构造塑造地形上的高带而形成的，其限制了后期沉积物的分布。乌里雅斯太凹陷南洼槽苏布鼻状构造北翼太17井附近发育典型的褶皱坡折带，受褶皱坡折带和阿尔善组与腾一段之间的不整合共同控制，在此坡折带上形成了阿尔善组上倾剥蚀尖灭扇三角洲砂体。

2.沉积坡折带

多数情况下，沉积坡折带与盆地强烈的构造运动有着密切的联系，是断陷盆地的陡坡带或缓坡带由于存在沉积速率差异或构造运动，造成地形坡度突变而形成的。二连盆地吉尔嘎郎图凹陷中洼槽吉36—吉45断鼻部位发育与断裂坡折带相联系的沉积坡折带。该沉积坡折带是在吉45井附近的吉85南断裂早期活动形成断裂坡折带，后期断裂停止活动产生的坡度变化基础上而形成，发育腾二段透镜体型扇三角洲前缘砂体。

3.侵蚀坡折带

侵蚀坡折带是由于风化、侵蚀等外力地质作用造成的地形坡度突变而形成的。一般在成盆早期长期发育的不整合面之上的地形突变处形成，也可以发育在湖盆发育晚期地层剥蚀面处。二连盆地乌里雅斯太凹陷太参1井附近的侵蚀坡折带是在凹陷缓坡构造背景，由侵蚀不整合、断裂、沉积古地形共同作用而形成的。腾一段湖底扇砂砾岩体分布在此侵蚀坡折带上的湖相泥岩之中，砂体形态表现为上倾尖灭。

4.多级坡折带

二连盆地的多级坡折带是按照坡折带发育的构造位置高低来划分的，例如乌里雅斯太凹陷南洼槽在结构相对简单的斜坡构造背景下发育三级坡折带，由低构造位置到高位置分为下坡折、中坡折及上坡折。滕一段地层在三级坡折带上发育不同类型和形态的砂体。下坡折为褶皱坡折带，主要发育陡坡带上倾尖灭型扇三角洲砂体；中坡折为断层坡折带和侵蚀坡折带，主要发育透镜体型湖底扇砂体；上坡折为断层坡折带，发育小型受断层控制的扇三角洲砂体（图6-17）。

图6-17 乌里雅斯太凹陷多级坡折带腾一段（Kt1）砂体分布图

（四）体系域类型

按照经典的层序地层学划分原理，结合凹陷实际地质情况，可将一套完整的层序运用三分法划分出低位体系域、湖侵体系域和高位体系域。体系域的形成与可容空间变化有着十分密切的联系，随着可容空间的变化，不同类型体系域控制了各沉积体系砂体的形成与分布。可容空间是与基准面相伴随而存在着的，可容空间的增加与减小直接受控于基准面的升降和基底构造升降（王嗣敏等，2001）。在低水位时期，基准面升降过程中，沉积物供给速率大于新增可容空间速率，易形成进积型扇三角洲或辫状河三角洲砂体；在湖侵时期，基准面升降变化，沉积物供给速率小于新增可容空间速率，易形成退积型近岸水下扇砂体；在高水位时期，受气候、构造及外部水系等因素影响基准面呈高频率的变化，沉积物供给速率等于新增可容空间速率，易发育垂相加积型扇三角洲砂体。

对于箕状断陷盆地，在层序形成过程中，不同构造带处的水动力条件和物源规模有着明显的差别，故而在一定的构造古地理背景下的不同体系域中发育不同沉积体系砂体类型（表6-3）。

表6-3 二连盆地体系域发育砂体类型表

1.低位体系域

低位体系域砂体主要发育在湖盆演化早、中期，例如乌里雅斯太凹陷阿尔善层序发育于凹陷裂陷早期，在陡缓两岸发育以滨浅湖相扇三角洲为主的低位体系域砂体，其中缓坡物源丰富，形成两大沿岸具有充填特征的低位体系域砂砾岩体，分布面积广、砂体厚度大。而吉尔嘎郎图凹陷阿尔善层序沉积早期，凹陷周围断陷活动强烈，水体较浅或干枯，在陡缓两岸发育分布范围局限的低位体系域粗碎屑扇三角洲砂体（图6-18）。

图6-18 吉尔嘎郎图凹陷体系域与砂体分布模式图

2.湖侵体系域

断陷盆地发展中期，沉降速率增大，湖区也向外扩展，湖盆水体快速加深，两岸物源均为近缘快速搬运，形成了湖侵体系域。

在乌里雅斯太凹陷阿尔善层序湖侵体系域内深湖—半深湖泥岩发育在凹陷中心，向凹陷边缘发育退积型扇三角洲砂体；腾一段层序沉积初期，西北边界断层强烈活动，湖水快速加深扩张，形成了全区分布稳定的湖侵体系域厚层泥岩，在陡坡发育小型水下扇砂体，缓坡分布小型退积型扇三角洲砂体。吉尔嘎郎图凹陷阿尔善层序湖侵体系域内凹陷中心为湖相泥岩，凹陷边缘发育退积型水下扇砂体；腾一段层序和腾二段层序沉积初期均发生大规模湖侵，形成湖侵体系域的深湖—半深湖泥岩，腾二段层序沉积后期湖盆再次扩张，在此次湖侵体系域内陡缓坡发育小型扇三角洲砂体（图6-18）。

3.高位体系域与砂体成因

湖侵期后的高水位期，盆地仍持续下沉，但物源作用增强，盆地边缘坡度变缓，沉积物由陡坡和缓坡两个方向向盆地中心推进，发育一系列高位体系域砂体。

乌里雅斯太凹陷阿尔善层序高位体系域砂体继承了前期沉积类型，在陡缓坡处形成向湖岸退积的扇三角洲砂体，但由于后期构造抬升而剥蚀殆尽；腾一段层序高水位沉积时期，陡坡发育扇三角洲砂体，缓坡中、低部位发育湖底扇砂体，在缓坡高部位发育小型扇三角洲砂体。吉尔嘎郎图凹陷三个层序内高位体系域发育的砂体类型存在差异。陡坡带在阿尔善组高位体系域发育水下扇砂体，缓坡带发育辫状河三角洲砂体；腾一段层序高水位沉积时期，陡坡带发育楔状前积水下扇砂体，洼槽带发育湖底扇和三角洲前缘砂体，缓坡发育扇三角洲砂体；腾二段层序高位体系域陡坡发育裙边状水下扇，缓坡发育大型扇三角洲砂体（图6-18）。

（五）沉积相类型与砂体特征

二连盆地的沉积、构造背景决定了其沉积体系的形成和展布，主要发育高能环境下、快速沉积的中小型扇三角洲、近岸水下扇、辫状河三角洲和湖底扇砂体（张文朝，1998；张文朝等，2000）。由于未发育大型湖盆中长源三角洲砂体和沿岸滩坝砂体，这正是二连盆地断陷盆地与东部第三纪断陷湖盆和松辽等大型坳陷行湖盆的重要区别标志（张文朝，1998）。不同类型沉积相对砂体的特征具有重要的控制作用，不同类型砂体的沉积构造、沉积韵律、厚度、岩性等都存在着差异（表6-4）。

表6-4 二连盆地不同沉积相中的砂体特征表

续表

扇三角洲是近临高地直接进入稳定水体中的沉积扇体，在区域抬升构造背景下，为近物源、快速沉积的一套粗碎屑岩，在陡、缓两岸均可分布。扇三角洲多发育于断陷盆地的收敛时期的相对浅水环境，扇体部分位于水下，部分位于水上，存在长源三角洲所具备的扇三角洲平原、扇三角洲前缘和前三角洲亚相的三层结构，但与长源三角洲和湖盆缓坡的辫状河三角洲存在较大区别（祝玉衡等，2000）。扇三角洲砂体在平面上呈舌形，剖面为透镜状或楔状，具以牵引流为主，重力流为次的沉积构造，垂向上属一套下粗上细的正旋回叠置层。砂体单层厚度5～10m，砂岩成分杂，分选差—中等，成分成熟度和结构成熟度低，孔隙度14%～24%、渗透率小于（1～30）×10-3μm2。

近岸水下扇发育主要受季节性洪水控制，其扇体全部为水下沉积，多分布在湖盆陡坡带，发育在湖盆主要断陷期和水进体系域时期的较深水环境。张文朝（1998）、祝玉衡等（2000）和费宝生等（2001）根据二连盆地实际地质资料，通过系统研究近岸水下扇的形成背景、沉积机理和沉积特征，并与前人研究成果相比较，认为它与扇三角洲和长源三角洲的主要区别在于扇体全部为水下沉积，属牵引流沉积作用，按成因有河口扇和洪水扇之分。近岸水下扇砂体平面呈扇形，剖面呈楔状和透镜状，具牵引流或以牵引流为主，重力流为次的沉积构造，垂向上主要为块状韵律和正韵律叠置层。砂体单层厚度3～8m，岩性较细，以含砾砂岩和粉细砂岩为主，成分成熟度和结构成熟度较高，孔隙度＜8%、渗透率＜（1～8）×10-3μm2。

辫状河三角洲为在缓坡辫状河进入停滞水体中的三角洲，形成时地形坡度较缓。其扇体规模较大，呈树枝状向湖盆延伸长达数十千米，并以广阔的辫状河三角洲平原和构造特征区别于扇三角洲。辫状河三角洲砂体骨架平面形态为席状，剖面呈楔状或凸镜状，具以牵引流搬运机制为主导的沉积构造，垂向上具块状韵律或不完整的正韵律叠置层，砂体单层厚度5～10m。由湖盆边缘向湖盆中心逐次发育三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲亚相，岩性由粗砾岩变为细砾岩、含砾砂岩和大段深灰色泥岩，成熟度由低到高，孔隙度12%～24%、渗透率（1～60）×10-3μm2。

湖底扇是深湖区所有重力流沉积的总称，其含义与吴崇筠等（1992）提出的浊积扇概念基本相当（崔周旗等，2005；蔺连第等，2005），均是指在湖盆靠近缓坡一侧的深湖区，由重力流形成于巨厚湖相泥岩中的的粗碎屑沉积体。湖底扇砂体平面呈扇形，剖面呈楔状和透镜状，具以重力流搬运机制为主导的沉积构造，在垂向上由大小不等的正韵律和块状韵律构成的正旋回叠置层，砂体单层厚度5～15m。由于水动力相对较弱，携带入湖的碎屑物颗粒相对较细，岩性主要为砂质砾岩、含砾砂岩、粉细砂岩与泥质砂岩、粉砂质泥岩及灰色泥岩组成不等厚互层，成分成熟度和结构成熟度低，孔隙度＜10%、渗透率＜（1～10）×10-3μm2。

（六）二连盆地砂岩体形成和分布的“多元控砂”特征

若没有砂岩体，岩性油气藏的形成根本就无从谈起，因此，砂岩体是形成岩性油气藏的最基本的地质条件。刘震等（2006）在研究中国东部陆相断陷盆地时指出岩性油气藏形成和分布受盆地类型、构造带类型、沉积体系类型、储集相类型等多种因素制约。因此，在陆相断陷盆地中砂体形成和分布也受多种因素控制，同时在不同盆地中，其砂体形成和分布的主要控制因素也应存在着一定的差异。对二连盆地不同凹陷内的控制砂体形成和分布的主要因素进行分析，运用“多元控砂”这个概念将砂岩体形成和分布的多元控制特征归纳概括。

控制二连盆地砂岩体形成和分布的主要因素为凹陷类型、构造带类型、坡折带类型、体系域类型及沉积相类型，从宏观角度来分析，这些主要因素可以归纳为构造因素和沉积因素两大宏观因素，其中构造因素包括凹陷类型、构造带类型、坡折带类型，沉积因素包括体系域类型及沉积相类型。然而这两类宏观因素中的不同控制因素对于砂体的形成和分布的控制作用是有差别的。构造带类型、同沉积断层、体系域类型控制了盆地内沉积体系的形成和发育。受特定构造活动和边界断层共同控制，形成了不同类型的凹陷；不同类型凹陷的构造活动的差异性形成了具不同构造样式的构造带类型。二连盆地各凹陷受其自身规模的限制，所发育的坡折带往往依靠其引起的地形坡度变化控制各沉积相类型砂体的形成与分布。但在湖盆发育期，断裂坡折带常构成从浅水或水上环境向深水或水下区过渡的突变界限，在边界断裂的断层面与断层组合的共同作用下，控制了不同构造带层序体系域内不同沉积体系所发育的沉积砂体。不同类型沉积相砂体由于其形成环境和形成机制的差异，形成了砂体自身鲜明的特征。

根据《中国古地理图集》之“中国第三纪古地理图”，此时的华北地区北部已形成了古阴山-古燕山，南部则形成了高耸的古秦岭，中部则耸立着大面积的晋陕高地，围绕着晋陕高地，东部地区为华北盆地，西部的宁夏地区则为银川盆地。

根据华北地层第三系岩石密度统计表（表4-6），密度小于2.3×103kg/m3的主要岩性为泥岩、粘土岩，大于2.4×103kg/m3的主要为粗碎屑岩、中碎屑岩、细碎屑岩、玄武岩等。

表4-6 华北地区第三系岩石亚类密度（103kg·m-3）统计表

其平均密度的空间分布见图4-8。该图与《中国古地理图集》之“中国第三纪古地理图”对比，不难看到低密度块体对应晋陕高地，高密度块体则围绕晋陕高地分布，为华北盆地分布区。

第三纪华北盆地之中，也存在着密度的差异，可能是各个山-盆单元的反映。如从北往南的廊固盆地（钟大康，1994）、冀中坳陷湖盆（张文朝等，2001）、东濮凹陷盆地（朱筱敏等，1992）、泌阳凹陷的南襄盆地（胡受权等，2001）等，是一串在华北巨大盆地内围绕着晋陕高地呈环状展布的湖相盆地。



沉积相类型及特征

（一）沉积相类型

大庆探区外围盆地发育冲积扇相、河流、湖泊、湖底扇、（扇）三角洲、海相、火山岩相等7种沉积相类型，18种亚相31种微相（表2-4）。

表2-4 沉积相及火山岩相类型划分表

续表

（二）沉积相特征

1冲积扇相

冲积扇相分布比较局限，主要发育在勃利盆地东部及虎林盆地上侏罗统裴德组，鸡西盆地下白垩统滴道组，宁安盆地上白垩统猴石沟组，漠河盆地上侏罗统绣峰组、开库康组，大杨树盆地下白垩统龙江组等。野外露头观察其岩性多为灰白色、杂色砾岩和灰白色含砾粗砂岩、粗砂岩等，夹泥质粉砂岩及煤线，有时见厚层泥石流沉积，颗粒大小混杂，分选极差，有时可见向上变粗的逆粒序。辫状河道沉积砾石常具有定向性，据此可判断古水流方向，但由于冲积扇上的水道很不稳定，经常改道，每次洪水期水系分布都有很大变化，老的水道充填沉积物常被以后的片流沉积物所覆盖。冲积扇可划分为扇根、扇中、扇端亚相，研究区内扇根及扇中最发育。

2河流相

河流相主要分布于宁安盆地上白垩统猴石沟组、海浪组及鸡西盆地猴石沟组、三江盆地前进坳陷渐新统宝泉岭组、中—上新统统富锦组和孙吴－嘉荫盆地上白垩统鱼亮子组。根据岩性相类型、剖面结构、粗细段厚度比率、砂体形态等方面可以识别出曲流河和辫状河两种沉积亚相。曲流河典型的二元结构可作为识别标志，并且曲流河泛滥平原垂向加积厚度明显大于侧向加积；辫状河泛滥平原垂向加积厚度明显小于辫状河道侧向加积厚度。野外露头观察河流相主体岩性为灰**、灰褐色、棕色砂砾岩、中细砂岩，夹紫红色泥岩、粉砂质泥岩粉砂岩等，并且各种层理发育。通常在河道底部有冲刷面和河道滞留沉积，滞留砾石具定向排列。由于不同的河流类型具有不同的水动力条件和迁移、演化规律，不仅形成的地貌形态不同，各自形成的沉积物在岩性、粒度、沉积构造及组合方面也存在明显差异。因此，进行河流相识别时，要充分利用、结合测井及地震等方面的资料。

3（扇）三角洲相

该相实际上包括陆相扇三角洲、三角洲相及海相三角洲相，但扇三角洲和三角洲有时很难区别，仅能根据该相在空间上与其他相的共生关系加以确定。（扇）三角洲是研究区十分发育的沉积相，在大庆外围各盆地各时期均有分布，尤其在东部盆地群下白垩统城子河组和穆棱组时期最为发育。根据岩性及层理构造可进一步划分为（扇）三角洲平原、（扇）三角洲前缘和前三角洲。研究区内（扇）三角洲平原主要发育在东部盆地群勃利、鸡西盆地西部及西部漠河盆地南部，而（扇）三角洲前缘在各盆地边缘均发育且最易保留，其岩性一般为分选相对较好的各种粒级砂岩夹粉砂岩、泥岩。相对而言，东部盆地群砂岩粒度相对较细，多为中细砂岩，而中部孙吴－嘉荫盆地及西部漠河盆地（扇）三角洲前缘多为中粗砂岩，有时为含砾粗砂岩，粒度相对偏粗。通常进积型（扇）三角洲多表现为反粒序旋回。（扇）三角洲，尤其是曲流河三角洲其前缘亚相可作为良好的油气储集体，而（扇）三角洲平原往往煤层发育。

4湖泊相

湖泊相沉积是研究区内各时期的主体沉积相，其分布范围最广，沉积厚度最大。理想的湖泊相沉积模式在平面上呈环带状分布，从边缘至中心沉积物粒度由粗变细，相应的从滨湖相→砂质浅湖→泥质浅湖→半深湖→深湖。但由于河流注入的影响，在研究区内湖盆边缘常形成（扇）三角洲沉积体系。

研究区内滨浅湖亚相十分发育，可进一步细分为湖沼、滨湖、砂质浅湖和泥质浅湖4种微相。滨浅湖相主要分布在东部盆地群白垩系、中部孙吴－嘉荫盆地上白垩统永安村组及太平林场组、西部漠河盆地上侏罗统二十二站组和额木尔河组，并且在东部盆地群下白垩统城子河组和穆棱组发育大面积含煤湖沼相，因此，东部盆地群下白垩统城子河组及穆棱组是主要的产煤层位。滨浅湖相岩性以灰色细砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、泥岩为主，其矿物成熟度高，以长石砂岩、长石石英砂岩和岩屑质长石石英砂岩最普遍。砂岩分选也较好，因而与海相较难区分。受湖浪影响，在砂岩中多发育双向交错层理、波状层理、透镜状层理，且波痕常见。

半深湖－深湖亚相主要分布在勃利盆地中部金沙凹陷下白垩统城子河组—穆棱组、绥滨坳陷穆棱组、孙吴－嘉荫盆地上白垩统太平林场组、漠河盆地上侏罗统额木尔河组及大杨树盆地下白垩统九峰山组。岩性主要为深灰色、灰黑色泥岩，见水平层理，沉积环境相对比较稳定。

5湖底扇

湖底扇相属于事件沉积，主要在三江盆地绥滨坳陷和勃利盆地金沙凹陷下白垩统穆棱组、孙吴－嘉荫盆地下白垩统宁远村组和淘淇河组、大杨树盆地下白垩统九峰山组沉积时期较发育。湖底扇相多发育在半深湖－深湖相泥岩中，其整体岩性为夹于厚层暗色泥岩中的粗碎屑沉积，常见鲍马序列。研究区内孙吴－嘉荫盆地下白垩统宁远村组和淘淇河组中的湖底扇相最典型，见多期次旋回叠加，规模较三江盆地绥滨坳陷和勃利金沙凹陷穆棱组湖底扇要大，根据W alker模式可将其进一步划分为内扇、中扇和外扇3个亚相。岩性主要为杂色砾岩、砂砾岩、杂砂岩及含砾泥岩，分选及磨圆度极差，含大量泥岩撕裂块，外扇远源浊积岩粒度相对较细，分选略好些。

6海相

三江地区上侏罗统绥滨坳陷绥滨组、东荣组，虎林盆地上侏罗统七虎林组发育海相沉积为主夹有陆相沉积；东部盆地群下白垩统城子河组、穆棱组、上云山组、下云山组以海陆交互发育为特征。绥滨组和东荣组海相地层中含有大量海相化石，根据岩石颜色、岩性组合、岩心中发育的层理等可进一步识别出滨海和浅海，滨海亚相向海方向依次划分为后滨、前滨和临滨，岩性为中细砂岩和粉砂岩，砂岩成熟度高，发育冲洗层理，并伴有平行层理及少量槽状、波状交错层理，常见生物扰动构造。东部盆地群下白垩统城子河组、穆棱组海相夹层沉积特征不明显，需要借助古生物资料及地球化学资料进行识别，多发育砂质陆棚和泥质陆棚。砂质陆棚岩性为深灰、灰色泥岩与粉细砂岩互层，成熟度中等—差；泥质陆棚岩性为深灰、灰黑色泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩。

7火山岩相

火山岩相主要发育在虎林盆地上侏罗统裴德组、大三江地区下白垩统东山组和大杨树盆地下白垩统龙江组、九峰山组及甘河组，其中，大杨树盆地火山岩相最典型，可进一步划分为火山溢流相和火山爆发相。火山溢流相是指黏度较低的在地表有较强的流动能力的岩浆冷却形成的熔岩。岩性常见深灰色、灰黑色玄武岩、灰色、灰绿色玄武质安山质、安山岩、流纹岩等火山熔岩。火山爆发相是指火山爆发时形成的火山碎屑，在搬运介质能量降低时，受重力作用在地表堆积形成的火山堆积物，其典型岩性特征是以火山碎屑岩为主，火山熔岩极少，主要为火山角砾岩和凝灰岩。研究区内，东部盆地群火山岩相以中酸性为主，西部大杨树盆地以中基性为主。

冲积扇的沉积物颗粒分布特点

冲积扇的沉积物颗粒分布特点如下：

冲积扇颗粒物上下大小分布：一般沙石都是堆积在洪积扇的扇顶，越向外边缘沙砾越细。

冥水冲积扇土壤颗粒物大小分布特点为自西向东颗粒逐渐减小，自西向东沉积物厚度逐渐变小，冲积扇是河流出山口处的扇形堆积体，当河流流出谷口时，摆脱了侧向约束，其携带物质便铺散沉积下来，冲积扇平面上呈扇形，扇顶伸向谷口，立体上大致呈半埋藏的锥形。

冲积扇大小主要与沉积物供给量、气候因素、物质来源区与堆积区的地形条件有关。在温带或湿润地区，降雨和洪流频率高，侵蚀作用阻碍了冲积扇的增长，湿润区统贯冲积扇的水流把沉积物多半都搬运到冲积扇范围以外去，未受构造变形或邻近冲积扇增长所限制的冲积扇，其形状近似部分锥体，纵剖面略呈凹形。

冲积扇堆积物粒径变化很大，在一些扇的上部有比小卡车还大的巨石，1公尺左右的砾石可被冲到扇缘，大砾石与黏土也可在同一处堆积中出现。

在堆积层序方面，湿润地区的冲积扇，因每年有季节性的洪水和植被发育，所以垂直剖面中可出现一系列的埋藏的有机质层，各有机质层在横向上都相当连续，这说明沉积物依次覆盖在前一年的草被之上。

滨浅湖相碎屑岩储集层

理想的湖泊沉积模式在平面上呈环带状分布（图310），从边缘到中心，沉积物粒度由粗变细，但各带不一定很连续，分布亦不规则。湖泊相可细分出如下几个亚相：河流入湖处形成的湖泊三角洲亚相，洪水湖和枯水湖面之间的滨湖亚相，枯水面和浪基面之间的浅湖亚相，以及浪基面以下的深湖亚相。

3161 滨浅湖沉积相特征

滨浅湖沉积是指浪基面以上的正常湖相沉积，这里的河流沉积作用弱，主要以波浪作用为主，有时也有潮汐作用（一般影响很小）。其中，滨湖区位于洪水期水位至枯水期水位之间，水动力条件强而复杂，但主要是拍岸浪与回流对沉积物的淘洗改造作用强烈，碎屑颗粒的磨圆度、分选性都比较好，常形成富含重矿物的砂岩、粉砂岩，有时也有砾岩。滨湖亚相沉积砂岩的成分-结构成熟度均较高，砂体呈透镜状产出，发育小型波状交错层理和单斜交错层理，常见泥裂、雨痕等暴露构造和冲刷构造。浅湖亚相的另一特点是生物化石丰富，且保存完好。

滨浅湖相沉积可进一步划分成：泥坪微相、砂滩微相或砂坝微相等，其中，砂滩、砂坝微相是砂岩储集层分布的有利相带。在宽阔平缓的滨浅湖区，常形成砂质浅滩和沿岸砂坝，在水下隆起和岛屿周围也可形成砂质滩，这些砂滩、砂坝多与湖岸平行分布。

图310 理想的湖泊沉积物平面分布模式与北美尤英塔湖（始新世）的简略相模式比较［11］

3162 滨浅湖相碎屑岩储集层分布

滨浅湖相砂岩储集层主要集中分布于砂滩、砂坝微相带，其中，砂滩在垂向上呈薄层砂岩与泥岩频繁互层，粒序不明显，砂体呈条带状或席状，厚度较薄，但分布面积相对较大。砂坝在垂向上为厚层砂岩与厚层泥岩互层，砂体呈条带状、近湖岸分布，虽然厚度较大，但单个砂体分布规模常较小。

滨浅湖相的滩、坝微相砂体，碎屑粒度以细砂为主，中砂、粉砂次之，经波浪作用的充分淘洗后，砂岩的成熟度较高，原生孔隙和次生孔隙均发育，储渗物性良好，可成为较好储集层。

我国中新生代的陆相湖盆多数规模不大，造成滨浅湖相的单个砂体规模普遍较小；另外，这些湖盆的滨浅湖相大多数为红色沉积，滩、坝微相砂岩储集层相对远离烃源，不利于油气聚集成藏。因此，我国在滨浅湖相的碎屑岩储层获得的油气较少。

洪水沉积岩的特征

由于洪水事件发育的环境条件（地质背景）不同，导致洪水沉积岩的特征及相序组合不同。地质历史时期洪水事件多发生于陆相洪积扇、河流、三角洲环境，以而形成了具有自身特征和相序组合的洪水沉积类型。

1山地洪水事件所形成的洪水沉积特征

山前洪水事件沉积在平面上呈扇形，通常称为洪积扇（图3-4）。洪积扇是由洪水将沉积物以山区带出，在山口的山麓地带因坡降减小堆积而成扇状分布的粗粒锥状堆积体。洪积扇以根部向边缘方向相继出现扇根相、扇中相与扇端相堆积（图3-5）。

图3-4 现代洪积扇（冲积扇）宏观形态特征

图3-5 山区洪积扇沉积模式图

扇根相堆积的特点是巨砾岩块的堆叠加中细砾或砂砾透镜体，巨砾岩块堆叠实际上多数是山地泥石流物质的堆叠，大部分岩块有向上游方向倾斜的趋势。扇中堆积的特点是下粗上细夹砾石层或砂砾质、砾质透镜体，下粗上细是洪积扇形成过程中扇面纵向坡度变缓的结果，其中的夹层或透镜体是舌状延伸的古河道中的堆积。扇端堆积主要是洪水泛滥沉积，平均颗粒比较细，夹细砾粗砂透镜体，发育层状构造、大型斜层理构造及槽状交错层理构造。

洪积扇中主要由泥石流沉积物组成，包括泥流和泥石流沉积。

（1）泥石流：又称碎屑流，是由沉积物（砾石、泥砂）与水的混合物构成的一种高密度、高黏度、可塑性状态的流体。物质沿聚集体内的剪切面运动，在重力作用下呈块体搬运。泥石流的形成与源区母岩性质密切相关：在母岩为泥质岩类且植被不发育、地形坡度较陡的情况下，因暴雨而造成短期内水量骤增（洪水），以至侵蚀作用增强，大量泥砂被携带而形成泥石流。具有如下特征：①分选极差，砾、砂、泥混杂；②磨圆度差；③层理不发育，多呈块状构造，有时见递变层理；④碎屑颗粒由杂基支撑。

（2）泥流：是泥石流的一种，不含＞4mm的砾石，主要由砂和泥质物组成。

总体来看，洪积扇中形成的洪水沉积岩（图3-6）具有如下特征：①岩石常具有红色色调；②常含有干旱气候条件下有关的膏盐、方解石结核；③整个层序中，砾岩所占比例大；④层理不发育，常为块状构造；⑤可单个出现，更多沿山麓组成裙带状。

图3-6 洪积扇中形成的洪水沉积岩

2平原河流洪水事件所形成的洪水沉积特征

平原河流主要为辫状河和曲流河，与洪水事件有关的沉积物沉积环境包括蚀余洪水沉积、河道洪水沉积、天然堤洪水沉积、河漫滩洪水沉积和牛轭湖沉积。

（1）蚀余洪水沉积

该类沉积主要发育于河流相的主河道，形成于主流线位置的河床深槽中，如果河道横向迁移或沉积动力条件发生较大变化，它就会被后来的冲积物掩埋，成为厚层洪水沉积底部的粗颗粒沉积，其下为槽底。蚀余洪水沉积的物质来源于河床底被侵蚀后的粗颗粒残留物，也可能是已形成的其他堆积物被洪水冲蚀改造的残留物，如两岸的崩塌堆积，两岸的滑坡泥石流堆积，或以前特大洪水的堆积等。洪水的冲蚀改造，主要是使部分岩块发生再破裂，和大部分较细小颗粒又被洪水冲走，仅留下粗大岩块、部分密度特别大的物质和部分棱角分明又互相镶嵌因而不易被冲走的岩块物质等。蚀余堆积通常是大大小小的岩块呈不规则排列，但在岩块之间常有磨圆很好的砾和粗砂。

（2）河道洪水沉积

它在河床上的堆积高度可以达到平滩水位上下，或者距离洪水位1m左右的高度。山地河流河床相以砾石堆积为主（图3-7），平原河流的河床相以含砾粗砂为主（图3-8），河口段河床相堆积以细砂为主。河床相堆积的沉积结构特征是颗粒矿物成分比较复杂，但多抗风化、抗磨蚀比较稳定的矿物，重矿物含量自上而下增多，颗粒比较粗。平均粒度自下向上变小，颗粒大小分选比较好，平均磨圆也比较好。河床相沉积的沉积构造特征是发育叠瓦状构造或斜层理、粒序层理。砂层中的斜层理层面向下游方向倾斜，若在河道横向迁移情况下，凸岸的河床相堆积斜层理层面倾向凹岸的下方，或与主流方向相斜交。有时，在斜层理层面可见黏土质薄层或有机质含量比较高的顺层面倾斜的薄层。

图3-7 山地河流和河床相砾石堆积特征

图3-8 洪水期平原河流沉积特征

河流水动力条件的强弱变化在主要由降水补给的河流中反映很明显，当气候变暖湿时，降水量增多，形成的沉积物以粗粒为主，反之，以细粒为主。

（3）天然堤洪水沉积

天然堤是在洪水漫过河岸时，在河道两侧边缘发生的泥砂沉积（图3-9）。沉积高度高于平水位和边滩面，而低于洪水位。所以，在洪水过境期间会在其上继续加积增高。天然堤的粒度，一般小于河床边滩而大于河漫滩相沉积，主要由细砂岩、粉砂岩及泥岩互层组成。重矿物的相对含量也高于河漫滩堆积。

（4）河漫滩洪水沉积

洪水期间河水漫过天然堤，在天然堤外侧地势低洼平坦处的沉积物，以发育大量悬浮物质为特征。垂向上位于河床或天然堤的上部，属于洪水顶层沉积。它的平均粒度比较细，常以泥岩等细粒沉积物为主，重矿物相对含量比较低，有时会出现较多的片状矿物，有机质含量平均偏高。河漫滩洪水沉积的显着特点是发育水平层理和波状层理。河漫滩堆积中有较多的虫孔、根孔、动物的行迹及多种多样的扰动构造。河漫滩的最大厚度不会超过当地平水位与洪水位的高度差。但是，在构造运动沉降区或当地水位逐步上升的地区，河漫滩洪水沉积物的累积厚度就有可能超过上述的河漫滩堆积最大厚度。

图3-9 洪水期天然堤沉积过程示意图

图3-10 现代河流的河漫滩沉积

河漫滩实际上是在河床堆积组成的边滩基础上，加上由洪水泛滥溢出而形成的河漫滩相细颗粒沉积而成的（图3-10）。因此，河漫滩的沉积结构和沉积构造的特征基本上是二元结构，即下部的河床沉积积颗粒比较粗、发育斜层理或交错层理；上部的河漫滩相沉积颗粒比较细、发育近水平的水平层理或波状层理。河漫滩的特点是尚未脱离洪水泛滥的威胁，因而河漫滩顶面总是低于该地河流的洪水位。高河漫滩是指仅有特大洪水才被淹没的河漫滩，即高河漫滩滩面已高于该地的一般洪水位。

（5）牛轭湖洪水沉积

主要是河流的截直作用形成的一种废弃河道沉积充填物。截直可分为串沟截直和颈项截直两种（图3-11）。这种废弃河道中的沉积主要是洪水带来的比较细粒物质，如粉砂岩、泥岩等（图3-12）。在串沟截直过程中，旧河道逐渐废弃，因此，在沉积物中有一套很厚的低水流量的沉积构造的序列。在颈项截直过程中，旧河道突然截断，水流量突然减少到零，故其沉积的序列以晚期洪水携带的泥、粉砂岩为主。

3洪水事件所形成的平流沉积特征

洪峰过境达到高水位，并漫上平缓的岸坡或古漫滩，该部分水深很浅，水体只有一股股地向岸涌动，而其顺洪流的纵向流速接近或等于零，该部分过水断面就成为洪水断面中的死水断面，死水断面中的悬浮物质的沉积即为洪水事件平流沉积。洪水平流沉积具有以下特点：平均颗粒比较细、沉积物中的有机质含量稍偏高、其沉积部位的分布也特别高，非常接近最高洪水位。而且在它形成之后，有可能被岸坡上下来的其他堆积物掩埋保存。例如，黄河小浪底水利枢纽附近的取料坑边部，1994年8月2日洪水的平流沉积尖灭端与洪痕一样高（图3-13），表明平流沉积的尖灭端即为该次洪水的最高水位。因此，古洪水研究要尽最大努力找到该地的古洪水平流沉积。

图3-11 截弯取直和曲颈取直作用及其沉积层序

（据沃克，1976）

VA—垂向加积；AB—河道废弃期沉积；ACT—活动河道沉积

图3-12 现代河流边发育的牛轭湖

图3-13 黄河小浪底河段取料坑中1994年洪水沉积剖面图

（1）平流沉积的研究意义

河流在洪水期漂流着由流域面上带来的抱子花粉、枯枝落叶等有机物，因退水而停留沉积下来的平流沉积物，它是洪水信息的载体，不但可以提供洪水位（流量）而且利用放射性同位素、考古学、释光测年等，还可求得古洪水发生的年代，以而得到全新世以来的大洪水资料。而且古洪水研究以洪水沉积物为研究载体，在野外有物理实证，研究结果不会因人而异，这也是古洪水研究优于用暴雨径流估算洪水的地方，所以古洪水研究有助于寻找河流洪水的发育规律。

对于洪水事件研究最为关键的是对于古洪水平流沉积物的准确判定和取得。洪水时期的河流及湖泊水面漂流着由流域面带来的抱子、花粉、草木、碎叶、根茎及有机质较多的泥砂组成的悬浮物质，退水后这些悬浮物质如被坍塌泥土或坡积物所覆盖掩埋，这就是洪水平流沉积物。

（2）洪水平流沉积的识别

确定和取得古洪水平流沉积物，是古洪水研究中的关键问题。识别不同平流沉积物的沉积学标志和最适于它们形成的河流环境标志见表3-3。古洪水沉积地点必须满足的条件包括：①适宜的沉积物来源或流域内细粒沉积物的出现。②适宜的保存条件。古洪水平流沉积物最佳沉积地点是峡谷边的洞穴里，凹壁或岩石古悬崖上，这些地点保存得最好，免于洪水过后被侵蚀，或被斜坡运动或地表植被改造破坏。支流河口和河谷突然变窄或变宽的转折区域也是洪水平流沉积的理想场所。

表3-3 判断单次洪水事件的沉积学标志

洪水平流沉积物的连续层次，或多层沉积单元可能是经几百年甚至上千年的连续沉积，记录在特定沉积剖面中。要识别这些沉积需要有详细的地层划分，特别注意解释古洪水沉积物的间断和接触，它们指示着一次独立的古洪水。通过使用以下标志的一种，或几种，沉积剖面内的洪水单次沉积单元能被清楚地辨认出来：①洪水沉积单元顶部出现细粒粉砂披覆层，代表着洪水退落；②两个连续的洪水单元之间夹着一层非洪水沉积层，例如塌陷沉积物，洞顶掉落的碎屑，甚至是洞穴滴落的沉积碳酸盐；③在支流河口处支流粗粒冲积层与主干流洪水平流沉积细粒层交替韵律；④洪水过后暴露在外的沉积物表面的生物扰动；⑤老的洪水沉积单元被后续洪水侵蚀后的侵蚀面；⑥洪水沉积单元物理特征的变化，例如沉积物颜色或粒径，这可能是各个洪水事件发生时，由于不同的沉积源或者不同的动力条件等多种因素带来；⑦出现埋藏古土壤；⑧沉积物硬化或残余泥裂的存在，代表着表面暴露到外部的过程。

国内外古洪水研究的最新发现，不仅明确了古洪水平流沉积在古洪水研究中的重要性，而且提出了对古洪水平流沉积本身进行深入研究的必要性，以提高洪水事件研究的科学水平。

（3）洪水平流沉积的发育特征

河流古洪水产生的平流沉积在沉积层理、沉积体形状、颜色等沉积构造和粒度、分选性、矿物组合等沉积结构方面具有可识别的标志，对确定洪水事件具有重要意义。

1）平流沉积物的颜色：由于平流沉积物常被当地的坡积物所掩埋，因此来自河流上游区的平流沉积物与该地坡积物在颜色上往往有明显的区别，在长江三峡当地人把所描述的古洪水平流沉积称为“陈红泥”。但要注意的是，颜色的变化在流域的特定河段可能会使古洪水沉积层具有标志性特征，但以大范围上不能作为古洪水沉积判断的最重要标志。

2）平流沉积物的沉积构造特征：由于平流沉积物是在特殊的水动力条件下形成的，因此，它在沉积层理、沉积体形状、颜色等方面具有明显的特点：①在沉积层理上，平流沉积物是在流速近于零的条件下形成的，所以常形成极微薄的水平层理或因受到波浪等的扰动而形成微薄的波状层理。这种层理的厚度往往只有1～2mm，且由于颗粒细，形成时间长，因此其结构非常紧密。在平流沉积物以下则是漫滩沉积物，有明显斜层理或交错层理。②在沉积体形状方面，由于沉积体是在最高洪水水位时形成的，因此，在山区河流中，洪水一般在河流谷坡的较高处的缓倾斜台地上形成平流沉积；由于厚度不一造成的差异压实作用以及受地形的影响，沉积体常具有末端翘起的现象。

3）平流沉积物的沉积结构：①平流沉积物的粒度特征，洪水平流层沉积物是在接近静水环境下形成的，因而其粒度较细，沉积物中含砂成分相对较少。粒度参数概率图及累积概率曲线图上均表现出悬移组分多的特征，偏态系数上可能较多地出现正偏现象。②分选性，平流层沉积物形成的特殊水动力条件决定了这种沉积物具有很好的分选性。

4）平流沉积物的重矿物组合规律：重矿物组合规律可以有助于识别古洪水平流沉积。由于平流沉积物是在流速极低时形成的，因此，与正常河流沉积物相比，平流沉积物中的重矿物含量偏低，且重矿物的种类较单调。

沉积的构造特征

沉积的构造特征如下：

1、沉积构造的基本概念

沉积构造是指沉积岩在形成过程中所留下的各种印迹和痕迹。这些印迹和痕迹可以反映沉积岩在形成时的环境条件、沉积物的来源、搬运方式以及沉积后的压实和固结作用等方面的信息。

因此，沉积构造是沉积岩研究中的重要内容之一，对于了解沉积岩的形成过程、沉积环境以及地质历史等方面都具有重要意义。

2、沉积构造的主要类型

层理构造：层理构造是指沉积物在垂直层面上所呈现出来的纹理和排列方式。常见的层理构造包括水平层理、斜层理、波状层理等，这些构造可以反映沉积物的搬运方式和沉积时的水流强度等信息。

层面构造：层面构造是指在沉积岩的层面上所形成的各种痕迹。常见的层面构造包括波痕、雨痕、泥裂等，这些构造可以反映沉积时的环境条件和风化作用等信息。

生物遗迹构造：生物遗迹构造是指由生物活动所形成的各种痕迹和印迹。常见的生物遗迹构造包括生物扰动构造、生物潜穴等，这些构造可以反映沉积时的生物活动和环境条件等信息。

压实和固结构造：压实和固结构造是指由于压实作用和固结作用所形成的各种痕迹和结构。常见的压实和固结构造包括压实形成的皱纹构造、固结形成的结核等，这些构造可以反映沉积物的压实程度和固结过程等信息。

沉积构造的应用

1、沉积环境分析

通过分析沉积岩的沉积构造，可以推断出沉积时的环境条件和地质背景。例如，水平层理和波状层理可以指示水流的存在和方向，生物遗迹构造可以指示生物的活动和分布情况。

2、地层对比

通过对比不同地层的沉积构造特征，可以对地层进行对比和分析，确定地层的相对年代和演化历程。

3、资源勘探

在资源勘探中，通过分析沉积岩的沉积构造特征，可以确定矿产资源的分布情况和富集规律，为矿产资源的开发利用提供依据。

4、工程地质评价

在工程地质评价中，通过分析沉积岩的沉积构造特征，可以评估岩体的工程地质性质和稳定性，为工程设计和施工提供依据。

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