论浊流、风暴流、等深流沉积特征

马丽，周仕林，王钦

（成都理工大学地球科学学院，四川成都 610059）

1 浊流和浊积岩

浊流是密度流的一种，密度流可以由温度不同、盐度不同、温度和盐度都不同及悬浮沉积物的数量不同的某种组合而形成[1]。浊流是由沉积物与水混杂而成的，沉积物质点在流体中保持悬浮状态，与水混杂处于稀松和浓稠之间。浊流在纵向上可以分解为头部、颈部、身部和尾部(图1)。浊流的头部，具有特征的形状和流动形式：在平面上呈舌状，局部具有辐射分散的流向；内部有向前和向上移动的环流形式，并环绕到头部的后面(颈部)；最粗的颗粒主要集中在头部。身部是头部后面部分，这部分流体的厚度几乎一致。当头部侵蚀作用还活跃时，身部已出现沉积作用，尾部是流体变薄和变稀的部分。浊流以其密度为准可以划分为高密度流与低密度流。高密度流大部分表现为涌流；低密度流的扩散沉积物以粉砂、泥质物为主。浊流以其形成所持续的时间可分为间歇性浊流和稳定性浊流。稳定性浊流形成的时间久、速度平缓；而阵发性浊流形成的时间短、速度快。通常情况下，低密度浊流是稳定性浊流，高密度浊流是间歇性浊流[2]。

图1 浊流的纵向分解和在头部及其周围的流动型式

浊流产生需要水深、坡度与海退作用等要素。通常认为浊流形成在深水环境，但近来发现浊流也可在浅水环境形成。形成浊流沉积的第二个必要条件是不稳定的斜坡。不稳定斜坡的临界角是变化的，这种变化取决于颗粒的形态、大小、沉积速率。在一定的斜坡上，快速堆积的细粒沉积物比慢速堆积的粗粒沉积物更易超过剪切强度。有效的海退作用是形成浊流沉积的第三个必要因素，有效的海退作用可由海平面的下降、构造运动、各种海岸地形的变化及快速的沉积作用等引起[3]。

浊积岩由浊流沉积所构成，是特殊环境下产生的一套沉积物组合，而非一种岩石类型的名称，常以砂岩、粉砂岩或粒屑灰岩与泥岩或泥灰岩互层为特征，也有火山碎屑岩组分，它具有特殊的结构和沉积构造。浊积岩是连续的细粒沉积岩与粗粒沉积岩互层构成的。细粒沉积岩如页岩、泥质岩、粉砂岩；粗粒沉积岩如砂岩、砾岩及粒屑灰岩。

浊积岩中多见有底面印模-沟模、槽模，有粒序层理、水平层理以及生物成因等原生沉积构造，其中砂岩以杂砂岩为主，杂基含量15%～40%。浊积岩典型的沉积特征是在垂向上有特定的内部剖面结构—鲍马序列。在野外露头上常见到的是不完整的、常缺失A段和E段的鲍马序列。一个完整的鲍马序列由五个连续的构造段组成(图2)[4]。自下而上：

图2 浊积岩中鲍马序列的构造划分和流态解释

Walker(1967)[5]从鲍马序列出现的完整性建立了近源相和远源相浊积岩(表1，图3)。

表1 近源相和远源相的浊积岩层序对比

图3 近源相和远源相的浊积岩中的鲍马层序

浊积岩的产出往往并不是独立的，有时与其他重力流沉积物同时发育，反映了它们的诱因可能是相同的，或者是一次地质事件引发的产物，只不过在时空分布上的先后差异或流体的密度的变化所导致的。如对华南泥盆纪沉积的野外调查中，在上泥盆统佘田桥组中所识别出的重力滑塌砾屑灰岩图4(1)向上发育成碎屑流砾屑灰岩图4(2)，到鲍马层序发育不完整的碳酸盐浊积岩序列图4(3)，最后作出了碳酸盐台盆沉积相产物的解释图4(4)。

图4 重力滑塌－碎屑流－浊流沉积物的例证

2 风暴流和风暴岩

风暴流是风暴在滨岸和海底造成的一种特殊流动状态，同时含有密度流和牵引流的特性，是水平和振荡运动的组合。无论是现代或古代开阔海的陆棚沉积环境中，在风暴期间，如飓风和台风造成大片海面升高，海面流速增强，波浪传播的深度增加。风暴的退潮流可以产生向海流动的密度流，向海流动可达几十公里甚至于100多公里，并形成粒序层沉积。Ager(1973)[6]指出用“风暴岩”定义由风暴流作用造成的沉积物组合特征。

J.R.L.Allen(1982)将风暴作用过程划分出风暴前期、增强期、高峰期、衰减期及后期五个阶段[7]。现实中，前两个阶段的遗留痕迹在古代沉积层中较难留存下来，因此，R.D.Kreisa(1981)[8]将风暴发育过程简化为风暴高峰期、风暴晚期和风暴后期三个阶段[9]。

图5是将主要风暴①和风暴潮②联系起来的理想图解。当风力变小时，出现一个向海活动的密度流③，经过再沉积作用，之中的沉积物显现出丘状交错层理。同时在风暴浪基面以下，形成具有鲍马层序的浊积岩(R.G.Walker,1979)[10]。

图5 主要风暴与风暴潮的形成关系理想图解[9]

风暴高峰时，波浪传播的深度加大，风暴层底部形成光滑到不规则的侵蚀面，侵蚀面上常包含工具痕和扁长的侵蚀充填构造-渠模(T.Aigner,1982)[11]。在沉积特征上，粗的部分和细的部分之间是突变的[12]。粗粒部分中的具泥晶套的生物碎屑、介壳或其他粒屑具有定向排列。其中的贝壳层中形成渗滤组构。如在对广东韶关天子岭剖面的上泥盆统佘田桥组的研究中所发现的风暴岩沉积(图6)，是由薄层亮晶鲕粒灰岩与生物屑微晶灰岩交互组成的风暴岩。生物屑藻鲕灰岩厚2mm～5mm，大多数藻鲕破碎，生物介壳凸面向上，代表了风暴高峰期的滞留沉积，向下为突变具不明显的冲刷，向上则渐变具有正粒序，过渡到风暴晚期到后期的生物屑微晶灰岩沉积，介形虫壳凸面向下，显示风暴浪减弱后的悬浮状态。随风暴减弱进入风暴晚期，悬浮沉积物沉积迅速，形成平行纹层段，是底部剪切动力条件下在平坦的床沙表面而形成的，多由细砂和粉砂组成。

图6 由薄层亮晶鲕粒灰岩与生物屑微晶灰岩互层组成的风暴岩

一个单元风暴层厚度不等，具有粒度向上变细的层序，从底到顶主要由四个部分组成：(a)粒序层或滞留沉积层；(b)平行纹层段；(c)丘状交错层或浪成交错层段；(d)泥质岩或页岩段。

图7 类似鲍马序列的理想风暴岩层序

图8 向上变细的层序中理想的风暴岩特征

3 等深流及其沉积

等深流这一术语，首先由Heegen等(1966)对北大西洋陆隆沉积物研究之后提出，其认为等深流是由于地球旋转的结果而形成的温盐水循环底流[13]。浊流和远洋、半远洋沉积物被等深流转变后称为等深岩，形成似波状起伏的连续或不连续透镜体；层厚可薄层(小于1cm～5cm)或中-厚层(5cm～25cm)；以细砂岩和粉砂质泥岩为主；存在水平及沙纹交错层理等。泥质和砂质等深岩在垂向上构成一个完整的层序，从逆粒序层变到正粒序层；下部下段为泥质等深岩，上段为砂质等深岩，上部为泥质等深岩(图9)[14]。等深岩有时和细粒浊积岩和半远洋沉积岩没有明显的区别。Hollister和Heegen(1972)进行了浊积岩和等深岩的对比，总结归纳了等深岩的特征(表2)。

图9 等深岩相的垂向层序示意图

表2 浊积岩与等深岩特征对比