Chapter 11重力流沉积体系

足够的坡角是造成沉积物不稳定、易
受触发而作块体运动的客观必要条件。
Wesere（1978）认为，最小坡度为 3～5º。
但大量的实践表明，形成重力流的最小坡 度 2～3º即可，只要重力流与湖水之间有
图 11—8 沉积物重力流的搬运过程（据 Kruit 等，1975）
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
带砾石。换句话说，沉积物重力流就是以液化的砾、粉砂和粘土为主体，借重力由高向低流动的块
体流。沉积物重力流是不服从内摩擦定律的非牛顿流体，其剪切应力于剪切变形率之间的关系为：
τ
= τB
+η
du dy
式中，τ B 为屈服应力，η 为塑性粘滞系数或称刚性粘滞系数。
沉积物重力流可以分为水下的和陆上的两大类。水下沉积物重力流是指在水体底部流动的沉积 物与水混合的高密度流体。由其定义不难得出：
山喷发—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
源的成分觉得重力流沉积物类型。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。
中国地质大学（北京）能源系石油教研室，于兴河教授，2002 年编著
5、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。例如 1929 年 11 月 8 日发生在 Newfoundland 海岸的地震导致了大陆坡物质滑塌，在深海平原形成一次大 规模的浊流沉积（图 11—9）。
成在湖泊、海洋等地球表面的低洼地带，因未遭受剥蚀而得以长期保存下来。
二、重力流分类
根据运移的沉积物块体内部解体程度，可将块体—重力搬运作用及其沉积产物区分为以下几类： 岩崩（Rock fall）、滑动（Sliding）和沉积物重力流。Middleton 和 Hampton（1973）根据碎屑支撑机 理，即碎屑呈悬浮状态的机理，将重力流分为碎屑流或泥石流（Debris flow）、颗粒流（Grain flow）、 液化流（Fluidized flow）和浊流（Turbidity currents）四种类型（图 11—1，表 11—1）。上述这些作 用，在一次块体搬运事件中，可能一起发生，且可以相互转化（图 11—2）。
图 11—9 地震作用导致浊流模拟图（据 B．C．Heezen 和 M．Ewing，1929）
二、浊流的形成阶段
满足以上各方面条件为沉积物重力流的形成奠定了基础。在沉积物重力流发育的不同阶段，沉 积模式、沉积物类型、沉积体的空间展布等均有着很大的差异。
鲍马（1962）认为浊流的形成与活动可分成四个阶段： ①三角洲阶段：大陆是重要的浊流物质来源，河流将大部分剥蚀物质搬运到盆地边缘形成三角 洲。由于地震、海啸、暴风等作用的影响或者仅因为岸边沉积物的大量堆积而形成不稳定的陡坡（因 超孔隙压力而液化）等原因，都能使大量物质发生整体移动。
足够的水深是保证重力流沉积物形成
后不被冲刷破坏的必要条件，一般认为重
力流沉积的水深是 1500～1800m，其中碎
屑流是一个例外，碎屑流可以发育在陆上
地区，对水深没有要求。足够的水深是相
对而言，这方面海洋与湖泊有较大的差异。
但无论是何种沉积环境，水深的大小如何，
其形成深度必须在风暴浪基面以下。
2、足够的坡角
表 11—1 四种重力流的内部结构和层序特征
重力流分类 力学性质 沉积物搬运和支撑机制
沉积物构造
序列
岩性剖面
碎 屑 流
块 体 流
颗 粒 流
塑性
剪切作用分布在整个沉积 物块体中，杂基支撑强度 主要来自粘附力，次为浮 力；非粘滞性沉积物由分 散压力支撑，高浓度流动 时呈惯性，低浓度时呈粘 性。一般发育在陡坡
第一节 沉积物重力流概念、分类及基本特征
在大家比较熟悉的浅水环境中，大多数沉积物由液态流(Fluid flow)搬运，使砾、砂、粉砂、粘 土等物质借助液态流体由高向低流动，服从牛顿流体定律，这种流动就称为流体重力流（Fluid gravity flow）。而沉积物重力流是砾、砂、粉砂、粘土等沉积物和水体混合物流的总称，沉积物颗粒推动沉 积体的运动。通常文献中提到的重力流均指沉积物重力流。
③这种流动必然对流过的斜坡或沟谷产生侵蚀冲刷作用，由于其对斜坡或沟谷的垂向和侧向上 的侵蚀，常形成截切构造或揉皱构造。
④这种流动既可以发生在陆上，也可以发生在水下。陆地上的沉积物重力流以碎屑流为主。由 于地表的风化剥蚀作用，陆上沉积物重力流极容易破坏而不能很好地保存；水下的沉积物重力流形
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盘碟构造，泄水构 造，火焰状—重荷模 构造、包卷层理等
递变差 （粗尾递变）
湍流支撑
杂基支撑、随机组
构、碎屑的粒级变化 大，杂基含量不等， 可有反向粒级递变，
粒级递变、 鲍马序列等
流动构造，撕裂构造
砂级颗粒流沉积的厚度通常仅数厘米，含砾的颗粒流沉积的厚度一般也仅数十厘米。颗粒流沉 积最显著的特征之一是发育逆粒序（反粒序）或粗尾递变层理，但一般仅以层序中、下部为限，层 序顶部则仍常出现正粒序。撕裂砾石多见于中部最粗层段。特征之二是基质含量很少，碳酸盐颗粒 流沉积中常出现亮晶胶结物。多见于碳酸盐沉积中。此类沉积数量稀少，但它的出现有重要的古地 貌意义。
A—富泥质碎屑流沉积；B—贫泥质碎屑流沉积（据冯曾昭等，1994）
图 11—4 几种颗粒流和碎屑流沉积模式（据 Barbara W．Murck 等，1995）
碎屑岩系油气储层沉积学——第十一章
四）浊流沉积
浊流沉积或浊积岩是研究得最早的重力流沉积，也是研究得最为透彻的重力流沉积。我国地层 中浊流沉积发育普遍而且典型。浊积岩内部最突出最明显的特征是递变构造，也就是鲍马序列。鲍 马序列是一次浊流由强到弱的沉积作用所形成的粒度递变层，经典的鲍马序列由五个层组成，每个 层都强调在顶底界面限定的层内碎屑颗粒变化是下粗上细（图 11—6）。
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最常见的是 AE、ABCE 组合。在陆源碎屑岩中，颗粒主要为粉砂至中、细砂；在碳酸盐岩中，其颗
粒主要是来自台地边缘的碳酸盐碎屑，有一定的磨圆。
2、高密度浊流沉积
此类沉积虽然分布局限，但特征明显，多期重复性好，是一类不容忽视的浊积岩。此类沉积较
2、贫泥质型
此类碎屑流沉积的泥质含量较低，通常具颗粒支撑（图 11—3B）。这反映在碎屑流流动过程中 颗粒的相互接触也是一种支撑因素，含量不高的泥、水基质除了提供浮力和屈服强度作用外，还能 起到润滑作用。
碎屑岩系油气储层沉积学——第十一章
二）颗粒流沉积
由于颗粒流的形成要求相当高的坡度，而这在沉积盆地中通常并不具备，故颗粒流沉积不很常 见；即使出现，规模通常也不大（图 11—4）。
“盘碟”宽度减小、弯曲度变大的趋势。因而变形构造，尤其是碟状构造是其主要标志之一。向上 盘碟构造逐渐消失，变为无构造段，而在液化作用强烈时，可见泄水管构造。单元层顶底界面清楚， 与上下层呈突变接触，但无明显的侵蚀面，底部可具沟模。以中、细砂岩为主，成分与结构成熟度 均低。
A
B
图 11—3 碎屑流（泥石流）的分类
发育在海底水道内，与碎屑流沉积共生。
Donald．R．Lowe (1982)指出：低密度浊
流由粘土、粉砂和细到中粒砂的质点，由流体
的湍动就可进行悬浮搬运，与浓度无关；高密
度浊流由粘土到细卵石的宽广质点范围，由湍
流和自身高浓度引起阻碍沉降作用和细粒物质
的悬浮力联合搬运，当颗粒浓度大于 20%～30 ％时才变得有效。
（Lüthi，。
3、等效水退（不稳定背景）
等效水退包括等效海退、等效潮退，其客观作用是使沉积物置于一个坡度较大、一触即发的不
稳定状态。等效水退可以是因地壳上升运动引起的大构造水退，可以是同生断裂运动引起的局部构
造水退，也可以是三角洲、冲积扇等沉积物不断加积引起的沉积水退等。
4、充沛的物源
充沛的物源为重力流提供物质基础，是形成重力流的充要条件之一。洪水注入的碎屑物质和火
低密度浊流沉积为主，一般为中、粗砂级，常含有细砾组分。粗尾递变层理、平行层理、中至大型
交错层理，它们在垂向上呈规律性出现，构成似鲍马序列，如 ABCE，ABE，ABC 等（图 11—7A）。
有时粗尾递变层理被逆行沙丘层理所取代，形
成一套高流态状况下形成的沉积构造组合（图
11—7B），反映了高密度流特征。此类沉积常
三）液化流沉积
形成液化流沉积的关键条件是沉积物中饱含水和快速堆积，并多发生在供给沉积物较细的情况 下。我国已发现的少量液化流沉积主要限于陆屑沉积中，整层通常为块状，单元层底部稍显正粒序， 向上有不太发育的平行纹理，再向上为盘碟（或碟状）构造发育段（图 11—5），自下而上常表现出
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图 11—7 高密度浊流的沉积层序（据冯曾昭等，1994）
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第二节 沉积物重力流形成机理
一、重力流形成条件
根据国内外众多学者的研究和实践经
验，形成重力流的必要条件可概括为五个
方面（图 11—8）：足够的水深，足够的坡
角，等效的水深，充沛的物源和一定的角
发机制。
1、足够的水深
类型 碎屑流 颗粒流 液化流
浊流
支 撑 类 型
沉 积 物 剖 面
岩 石 类 型
图 11—1 重力流沉积物连续统一体示意图 （Middleton 等，1976）
三、重力流的基本特征
图 11—2 一次块体重力流搬运事件中 不同作用推测的相互关系