重力流沉积相模式

1、杂基支撑的碎屑流
海南福山凹陷下第三系流沙港 组碎屑流沉积
2、靠颗粒碰撞的分散应力支撑的颗粒流
3、靠具超孔隙压力的粒间水流动支撑的液化沉积物流
4、靠介质的湍流支撑的浊流
浊流是靠液体的湍流来支撑碎屑
颗粒，使之呈悬浮状态，在重力
作用下发生流动。
重力流
第一节
重力流的概念及其形成条件
重力流沉积
重力流
第一节
重力流的概念及其形成条件
第二节
浊积岩基本特征
第三节
重力流沉积相模式
第四节
浊积岩与油气的关系
一、概述
1、概念：海洋或湖泊中，在重力的作用下，沿水下斜坡 或峡谷流动的，含大量泥砂并呈悬浮状态搬运的高密度底
流，常被称为沉积物重力流，也称块体流。
沉积物重力流并不是特定沉积环境的产物，而是一种 特定流体所形成的沉积物及其组合类型，主要出现在半深 湖、深海中。
故不形成海底扇而形成坡角楔状体。
由于斜坡坡度不同，其分布特征也不同，可分为：沟槽
型；陡坡型；缓坡型
沟槽型（中等缓坡型）
陡坡型
缓坡型
重力流
第一节
重力流的概念及其形成条件
第二节
浊积岩基本特征
第三节
重力流沉积相模式
第四节
浊积岩与油气的关系
A、B段砂层可作为储集层
D、E、F段可作为盖层 包围浊积岩的深水暗色泥岩是良好生油层
第二节
浊积岩基本特征
第三节
重力流沉积相模式
第四节
浊积岩与油气的关系
一、岩石学特征
发育典型浊积岩，以具有鲍玛序列为重要标志。同时可伴 有块状砂岩、颗粒支撑砾岩、叠复冲刷粗砂岩、基质支撑砾岩
等类型岩石。
二、成分、结构特征
以复成分砾岩和杂砂岩常见，成分成熟度低。 结构具
有反映其悬浮搬运和递变悬浮搬运的特征。
二、形成条件
1、充沛的物源：是形成重力流的首要条件，浅水、斜坡区碎屑物质和
碳酸盐物质的大量堆积。 2、一定的触发机制：形成重力流的必要条件，如洪水、地震、海啸、 巨浪、风暴潮和火山喷发等因素直接或构造运动（断陷）间接诱发。 3、足够的坡度：是造成沉积物不稳定和易受触发而形成高密度流体并 沿斜坡向下运动的必要条件，亦是重力流克服各种摩察阻力继续运动的 能量来源。 4、一定的滞水环境和足够的水深：是重力流沉积物形成后不再被冲
基本相模式
相模式和垂向层序均表现为推进式复合叠臵的 向上变厚、变粗层序。 从根部至扇缘岩相带为补给水道一上部扇（或 内扇）一中部扇（或中扇）一外部扇（或扇缘）一 盆地平原（可有深切水道）。相应的岩石类型为： 颗粒支撑或杂基支撑的砾岩、有序或无序砂砾岩一 卵石质砂岩或块状砂岩一典型浊积岩。其总的变化 趋势是沟道浊积岩减少，典型油积岩增加，这是一 个连续的变化过程。
本章要点：
1、重力流、重力流的基本类型 2、鲍马序列 3、浊积岩判别依据
4、重力流沉积模式
一般认为，重力流沉积的水深为1500-1800m,最小水深 80m。最深的海底扇为美国加利福尼亚外蒙特里深海扇，深
度达8000m。
因此，足够的水深是相对而言的，而且海洋与湖泊有
较大的差异。
三、沉积物重力流的基本类型
按照支撑机理：（分类）
碎屑流
基质支撑 颗粒流
颗粒支撑
液化流 超孔隙压力支撑 浊 流 湍流支撑
E段和D段有时不好区分，两者
均属低密度重力流沉积。 F段——深水页岩段：为远洋深
水沉积的页岩或泥灰岩、生物灰
岩层，是判断深水浊流沉积的重 要标志，有时与E段难于区分， 合并在一起统称E段。
D
E
C
B
浊积岩常见的沉积构造
鲍玛序列
浊积岩的识别
D
C B A
C
B A
鲍玛序列常不完整，序列中每段单元厚度变化较大。
一、海底扇相模式
在扇体的不同部位有不 同的特征及岩石组合。
1
补给水道
将砂砾泥组成的重力流 沉积相输送到深水环境中去， 高密度重力流具有侵蚀下切 作用，使水道或峡谷不断向 海底延伸。 常被粗粒沉积 物充填，特殊情况下可有细 粒沉积物堆集。
鲍马序列不完整的原因：
较细的段比其下较粗段具有更大的展布面积； 后一次浊流将前一次浊流的上部系列冲走；
三、构造特征
可具有曲型的鲍玛序列。可发育平行层理、波状层理、包卷层理、滑
塌变形层理。可见槽模、沟模、重荷模等多种沉积构造。还可见再沉积组
构如破碎鲕粒、化石碎片、植物碎片等。 递变层理为主 滑塌变形、泄水构造、重荷模 侵蚀痕----槽模、沟模、撕裂屑 无浅水牵引流沉积构造
曲型的鲍玛序列
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；冲刷一充填 构造和多种印模构造，如槽模、沟 模等。A段常比其他段厚度大，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。剥离线理。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，可见各种印 模构造。
四、生物特征：
深水浮游生物为主
五、浊积岩体的分布与形态
沉积顺序
砾、粗砂→细砂、粉砂→粉砂、泥
展布形态 平面——扇形；横剖面——透镜；纵剖面——凸透镜
a-e
b-e
c-e
d-e
e
重力流
第一节
重力流的概念及其形成条件
第二节
浊积岩基本特征
第三节
重力流沉积相模式
第四节
浊积岩与油气的关系
扇模式、 槽模式、 坡角楔状体模式
C段——流水波纹层段：以粉砂
为主，小型流水型波纹层理和
上攀波状层理，包卷层理、滑 塌变形层理；是在A段和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：由泥 质粉砂和粉砂质泥组成，具有 断续平行纹层。是由薄的边界 层流造成的，厚度不大。
E段——泥岩段：为块状泥岩，
二、海槽型重力流相模式
在长形海槽盆地中，重力流进入盆地后沿轴向搬运和沉积。
湖槽型重力流沉积相模式：以主水道及其两侧的漫溢沉积为主，滑 塌变形构造十分发育
三、坡角楔状体模式
该模式主要适用于碳酸盐沉积区。由于碳酸盐台地前
缘普遍发育向深水盆地过渡的斜坡带，而重力流的物源区
又是沿碳酸盐台地边缘分布的线状物源，而非点状物源，
一种与周缘沉积相反常的相类型，其包裹在暗色泥页岩中
的浊积岩体含油气潜力很大。
7 纵向层序
深海扇多向深海 平原推进而形成向上 惭粗惭厚的层序。
根据各个组合不
同,分为近源浊积岩, 远源浊积岩
湖底扇相模式
总结我国的渤海湾地区
下第三系的扇相浊积岩、东
濮凹陷南坡梁家楼沙三中缓
岸湖底扇、东濮凹陷白庙沙
三段陡岸湖底扇。湖底扇的
一般认为，最小坡角为3-5度。计算结果表明，形成重 力流的最小坡角为2-3度，只要重力流与湖水之间有足够的
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具有明显的补偿作用。
深水斜坡重力流侵蚀面，平凉太统山，平凉组
4、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。
浊积岩层序的完善程度由浊流的频率和强度所
决定。结果就形成了缺失底部的层段、顶部层段被
削蚀的或者预部底部层段均缺失的各种层序，
如 ABCDE，BCDE，CDE，DE，以及AB，BC，
CD等各种层序。
鲍玛本人作过总结，有完整层序的浊积岩仅占
10％～20％。许靖华（1978）谈到，他看到完整的
浊积岩不到1％。
发等阵发性因素直接作用或构造运动等间接诱发因素，导致块体流和 高密度流的形成。除洪水密度流直接如海或入湖外，大多数斜坡带沉 积物质必须达到一定的厚度和重量，再经过一定的滑动—滑塌的触发 机制，才能形成大规模的沉积物重力流。
3、足够的坡度：
足够的坡度是造成沉积物不稳定和易受触发做块体运
动的必要条件。
形成A—E、B—E序浊积岩。在无水道部分多形成B—E、
C—E序浊积岩。
4 下部(外)扇
下部扇地形平坦，无水道。沉积物细而薄，多形成
C—E、D—E序浊积岩。
5．深海平原相 在深海平原广阔面积上以远积典型浊积岩为特征。其厚 度是很稳定的，有的薄粉砂层可以侧向追踪几十至数百千米。
6．深切扇 深切沟道是指深切湖底扇叶表面形成的沟道，重力 流在低洼处形成小型“深切扇”，形成的沟道型浊积岩是
2 上部(内)扇 在地貌单元上这个相位于大陆斜坡根部的峡谷出口处。上部扇有主
水道发充分育，在主水道延伸方向上依次出现泥石流、碎屑流（紊乱砾岩
及粒序砾岩），在水道堤及外缘可发育C—E序的典型浊积岩。
3 中部扇 常呈叠覆舌状砂体,突出的地貌特征是辫状分支 水道发育。在辫状分支沟道里，以卵石质砂岩（或含砾砂 岩）和块状砂岩为主，有时可见颗粒流和液化流沉积。在 辫状分支沟道间以不同序列的典型浊积岩分布为特征。多
刷破坏的必要条件。因此，沉积重力流均堆积在海洋和湖泊的最深处，
至少应在风暴浪基面之下。
1、充沛的物源：
洪水注入的碎屑物质； 火山喷发的溢流物质
浅水碎屑物质
碳酸盐物质
物源成分决定重力流沉积物类型
2、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。
起因于一定的触发机制，诸如洪水、地震、海啸、风暴、火山喷