三角洲沉积体系及沉积相

1. 三角洲沉积体系及沉积相

三角洲是地质学中最古老的概念之一。三角洲一词早在公元前400年就由Herodotus等人使用，他们发现尼罗河口冲积平原在形态上像希腊文字母“△”，从那时起三角洲这一术语就产生了。三角洲的最初定义是Barrel（1912）提出，认为“三角洲是由注入或仅靠永久性水体的河流所建造的部分属于陆面上的沉积体”。许靖华（1979）对三角洲进行定义：一条河流入海和入湖的河口部分，坡度渐平缓，沉积物大量堆积，河流形成许多分流，通常把第一个分支以下经常受到河流影响的沉积区称为三角洲。一般来说，在河流与海洋或湖泊的汇合处沉积成锥形的沉积体，即三角洲。三角洲是一个以陆源碎屑沉积占优势的区域，属于海陆过渡环境。三角洲沉积体是河流作用和海洋作用在河口地区相互影响的结果，其发育状况的最重要因素是河流供给大量沉积物和沉积区的下沉。理想的三角洲形状是锥形的，然而很难达到理想形状。受气候、水流量、沉积负载、河口作用过程、波浪、潮汐、水流、风、陆棚斜坡以及沉积盆地的构造及几何形态等多种作用的影响，三角洲沉积地区的环境极为复杂，河流分叉后，从第一个分叉开始起算进入该区沉积范围，在分流河道之间尚有湖泊、沼泽沉积体，靠近海岸尚有滨海沉积物混入。因此三角洲环境的沉积物为一混合体，称为三角洲体系。
在研究区，三角洲沉积主要发育于早二叠世早期，本区三角洲体系总体属于浅水三角洲，其特征是三角洲平原沉积发育，三角洲前缘和前三角洲沉积相对不太发育。垂向上，旋回性清楚，表明受海平面变化影响明显。煤层比较发育，横向分布上连续。三角洲体系包括上三角洲平原、下三角洲平原、三角洲前缘、前三角洲及三角洲间湾等沉积相。
2.2.2.1　上三角洲平原相
为三角洲沉积的陆上部分，范围从河流大量分叉位置至海平面以上的广大河口区，是与河流有关的沉积体系在海滨区延伸。其沉积环境和沉积特征与河流相有较多共同之处，在一定程度上为河流相的缩影。岩性主要为砂岩、粉砂岩、泥岩（包括泥炭、煤等）。砂质沉积与泥炭、煤共生是该相的重要特征。砂质碎屑的分选性差，粒度概率曲线与河流相近似。层理构造复杂，视环境不同而异，见雨痕、干裂、足迹等层面构造。生物化石少，且多为淡水动物化石和植物残体。岩体呈透镜状，横向变化大。分流河道和沼泽沉积构成该亚相的主体，这是与一般河流的重要区别。上三角洲平原相可近一步分为分流河道、天然堤、决口扇、泛滥盆地（沼泽、淡水湖泊）等沉积类型。
在研究区，上三角洲平原沉积发育于峰峰、临城、元氏、大城及唐山一带的下石盒子组以及京西、天津宝坻以及兴隆一带的与山西组相当的地层中。上三角洲平原特征基本上与曲流河体系相同，只是在横向上会过渡为下三角洲平原及水下三角洲，上三角洲平原一般包括分流河道、天然堤、决口扇及泛滥盆地等沉积单元。
（1）分流河道沉积
该相构成上三角洲平原上的主体，在本区下石盒子组比较发育，主要发育低角度交错层理中砂岩相和槽状交错层理中砂岩相，岩石类型以中粒砂岩为主，分选中等—较差，具向上变细的正粒序，底部为含砾粗砂岩组成的滞积层和明显的冲刷面，发育大型板状、槽状交错层理。垂向上常与天然堤和泛滥盆地共生。
（2）天然堤沉积
发育在河道堤岸的两侧，垂向上位于分流河道之上，是在洪水期由洪水中悬浮的较粗物质在河道两岸堆积而成。发育平行层理细砂岩相和沙纹层理细砂岩相，岩石类型主要为粉砂岩和细砂岩。具小型交错层理、平行层理，局部可见生物搅动构造。
（3）决口扇沉积
岩性主要为细砂岩及泥质粉砂岩，是由于切过河岸天然堤的树枝状水系形成的。因为快速堆积，所以岩石中碎屑分选和磨圆度差，成熟度低，常含较多的杂基，见有小型槽状交错层理及沙纹交错层理，有时具水平层理，平面上呈扇形，剖面上呈小型透镜状。
（4）泛滥盆地沉积
发育含植物碎片粉砂岩相、灰色、深灰色泥岩相和炭质泥岩相，以湖泊、沼泽沉积为主体，岩石类型由泥岩及粉砂质泥岩组成，含少量的植物化石和碎片，常见有菱铁质结核，沉积构造多水平层理、水平波状层理或块状层理。
2.2.2.2　下三角洲平原相
下三角洲平原是上三角洲平原的水下延伸部分。在分流河道向海延伸的过程中，河道加宽，深度减小，分叉增多，流速减缓，堆积速度增大。沉积物以砂、粉砂为主，泥质极少。常发育交错层理、波状层理及冲刷—充填构造，并见有层内变形构造。砂体横剖面呈透镜状，侧向变为细粒沉积物。
下三角洲平原是由与决口扇沉积作用、分流间湾充填沉积作用以及水下和地表物质形成的天然堤有关的作用而形成，因此其特征是河道显著地分流，分流间湾发育。分流河道沉积在垂向上和侧向上与分流间湾沉积有密切关系，分流间湾沉积以深灰色至黑色泥岩为主，也有不规则分布的石灰岩和菱铁矿。
在分流间湾充填序列的顶部，常为具流水沉积构造的砂岩，反映随着间湾的充填、变浅，水动力条件逐渐变强。同时，决口作用形成的粗粒决口扇沉积也常常出现在分流间湾沉积中，当海湾充填到一定程度时，能够生长植物并堆积泥炭。在下三角洲平原环境，由于海水的经常涉入，因此常常见到从咸水到正常海水的动物化石。
研究区的下三角洲平原相包括分流河道、天然堤及分流间湾等沉积单元。
（1）分流河道沉积
以冲刷面及大型板状交错层理及大型槽状交错层理的向上变细的中粗砂岩、细砂岩、粉砂岩及泥岩为代表，主要发育低角度交错层理中砂岩相和槽状交错层理中砂岩相，冲刷面上常见树干化石及泥砾，古水流方向以单向为主，在近河口处，古水流方向常发生变化。颗粒搬运方式以跳跃和悬浮搬运为主，粒度概率曲线有跳跃总体和悬浮总体组成（图2.3a），悬浮总体含量8%～30%，跳跃总体含量65%～90%，细截点位置1.4～2.5mm，平均粒径1.6mm，水下分流河道常呈块状，粒序性不甚清楚，电测曲线形状多呈箱形，有些也呈钟形。

图2.3 沙坝沟剖面峰峰下石盒子组分流河道和河口坝粒度概率曲线图Fig.2.3 Size distribution diagram of distributary channel and mouth bar

（据窦建伟，1997）
（2）天然堤沉积
发育平行层理细砂岩相和沙纹层理细砂岩相，粒度比河道沉积物细，主要由粉砂岩及泥岩组成，沉积构造主要是一些小型的交错层理如沙纹层理等。天然堤沉积常见于河道沉积之上，其上可见植物根痕迹。
（3）分流间湾沉积
这是被天然堤或沼泽隔开并与开阔海水之间有一定连通的微咸水体，发育沙纹层理细砂岩相、灰色、深灰色泥岩相和炭质泥岩相。其沉积物主要为深、暗色的泥岩、含炭泥岩和粉砂质泥岩，常夹有决口形成的砂体透镜体，发育水平层理、水平波状层理及发育小型沙纹层理，含有少量植物根和叶化石，并含较多的菱铁质结核，微咸水—半咸水环境，垂向上常与分流河道和分流河口坝共生。
2.2.2.3　三角洲前缘相
三角洲前缘是三角洲的水下部分，呈环带状分布于三角洲平原向海一侧边缘。在海相三角洲形成过程中，因河水密度小于蓄水体密度，低密度的河水离开三角洲平原后，会悬浮于高密度的海水之上呈平面喷流，其携带的泥砂质沉积会逐渐沉降下来堆积于河口附近，形成以砂质沉积为主的河口坝和以粉砂质沉积为主的远砂坝。
本区三角洲前缘相不太发育，主要包括河口坝和远砂坝等沉积单元。
（1）河口坝沉积
河口坝又称分流河口坝，位于分流河道的河口处，沉积速率最高，海水的冲刷及簸选作用使泥质沉积物被带走，砂质沉积物被保存下来，故河口坝沉积物主要由分选好、质纯净的细砂和粉砂组成。具较发育的槽状交错层理，成层厚度为中、厚层，可见水流波痕和浪成波痕，河口坝随三角洲向海推进而覆盖于前三角洲泥质沉积之上，生物化石稀少。
河口坝沉积主要由比较干净的细砂岩和中砂岩组成，分选中等—较好，泥质杂基含量较低，可能是在河口处受波浪、潮汐作用的反复筛选的结果，粒度概率曲线以悬浮总体和跳跃总体为主，少量滚动搬运（图2.3b），粒径范围1.67～4.19mm，标准偏差0.66～1.84。发育泥砾岩相、槽状交错层理细砂岩相、槽状交错层理中砂岩相及板状交错层理中砂岩相，层理类型有大型楔状交错层理、低角度交错层理及大型槽状交错层理，有时还看到包卷层理以及共生的泥砾。古水流方向受河流和潮汐水流影响较大，常出现向陆方向或多方向变化的分量。砂体在剖面上呈透镜状，粒度由下向上变粗，测井曲线常呈倒钟形，顶部突变或渐变，底部渐变。顶部常被三角洲平原分流河道切割，在垂向上常与分流间湾共生。
（2）远砂坝沉积
远砂坝是三角洲前缘环境向海倾斜的边缘部分。由薄层状粉砂和粘土及细砂组成；沉积构造以粉砂和粘土组成水平层理为特征，但交错层理、冲刷充填构造、侵蚀面等也较常见；普遍可见大小不同的潜穴、生物扰动层及介壳；在沉积序列上，它位于河口砂坝之下、前三角的泥之上，形成了由下向上逐渐变粗的层序。
远砂坝沉积在本区以发育沙纹层理细砂岩相、平行层理细砂岩相和生物扰动粉砂岩相为代表，以薄层到中厚层状的中细砂岩与粉砂岩、粉砂质泥岩及泥岩的互层为特征，发育小型沙纹层理，还有薄的砂泥互层的韵律层理及一些生物扰动构造。与河口坝沉积一起构成粒度向上变粗的序列。
2.2.2.4　前三角洲相
前三角洲相位于三角洲前缘的前方，是三角洲舌状体向海的继续延伸，特别是在海相三角洲低密度的河水与高密度的海水混合过程中，粗粒的砂质和粉砂质在河口附近沉积，泥质则可呈悬浮状态向海搬运的更远，从而在三角洲前缘向海一侧沉积下来形成前三角洲泥质沉积。
前三角洲相以发育灰色、深灰色泥岩相为代表，主要由粉砂质泥岩、泥岩及薄层菱铁矿层等细粒沉积物组成，发育水平层理，偶见动物化石。前三角洲与三角洲前缘沉积一起总体上以向上变粗为特征，在测井曲线上为典型的倒松塔形，易于识别。
2.2.2.5　三角洲间湾相
三角洲间湾是指位于大型三角洲朵体之间的海湾，具有半咸水到正常海水的沉积环境，这里水体受两侧三角洲朵体的限制而水体能量较低，水体较浅，沉积物常较细，主要为泥岩、炭质泥岩和菱铁质泥岩，水体变浅使得地下水位高于海平面则可发育泥炭沼泽并形成厚度较大的煤层。
2.2.2.6　三角洲体系的沉积序列及聚煤作用
研究区三角洲体系的聚煤作用主要发生于下三角洲平原，以山西组为例（图2.4），在其早期是海平面下降期的三角洲建设阶段，形成向海进积三角洲平原和三角洲前缘沉积，其后，因海平面上升使分流河道废弃或陆源碎屑供给向陆地缩回，从而使得三角洲进入废弃阶段，此时则会发育广泛分布的泥炭沼泽，形成区内最厚、分布最广的山西组煤层（如太行山以西阳泉矿区的3＃煤层以及峰峰和邢台的2＃煤层）。之后，随着海平面的重新下降，陆源碎屑物会重新输入进来，从而又进入新的三角洲建设阶段。一般来说，三角洲废弃期的聚煤作用最好，厚度大且分布广的煤层一般都形成于这一阶段。

图2.4 阳泉矿区山西组煤层沉积模式Fig.2.4 Coal depositional model of the Shanxi Formation in the Yangquan mine area of Shanxi Province（After Li Chunsheng,1984）

（据李春生，1984）

2. 三角洲沉积体系及其成因类型

三角洲沉积体系几乎在泰州组-下第三系各个时期均有发育，但主要发育于泰州组、阜一段、阜三段、戴南组(一、二段)和垛一段，是各层序的低位体系域和高位体系域的主要沉积单元之一。三角洲具有特征的三带(层)结构，平面分布上，从岸上到湖心依次出现三角洲平原带、三角洲前缘带和前三角洲泥带；垂向剖面上，三层叠置，其层序视三角洲的进退而变化。以下重点以阜三段和戴南组三角洲沉积体系发育特征及其成因类型为代表总结如下。
4.2.4.1 三角洲平原
依据阜三段钻井剖面(天浅1 井、天浅10 井、天浅12 井、天浅14 井、天深5 井、韩1井、兴隆1井)和戴南组钻井剖面(阳2井、河参1、沙20井、永20井、苏68井、甲1井)等，三角洲可划分下列3种微相类型。
(1)分流河道(或河床)

图4.8 扇三角洲不同亚相带中粒度概率累积曲线特征

岩性以红棕、棕灰色含砾砂岩、中-细砂岩、粉细砂岩为主，构成向上逐渐变细的正韵律，底见冲刷面，发育均匀块状层理、槽—板状交错层理、平行层理和沙波纹层理；单层厚一般3～5 m。砂岩粒度概率累积曲线多为二—三段式，其中跳跃总体约占80%以上。自然电位曲线大致呈箱形，中等异常幅度，当出现边滩(或点坝)沉积时，往往在箱形曲线之上频繁出现向上渐变(幅度减小)的齿形曲线(图4.9 )。
(2)天然堤、决口扇

图4.9 三角洲沉积剖面结构及亚微相类型

属于洪水期分流河道溢出或决口的产物。天然堤以细粒的粉砂岩、泥质粉砂岩为主，单层厚度0.5～1 m，发育有较丰富的小型流水波痕层理及爬升层理，越堤的顶部常见植物化石碎片，生物钻孔与扰动构造多见，在远离河道方向，天然堤砂体迅速变为砂泥岩互层，向河间洼地泥岩过渡。决口扇沉积作用是一种突发性事件，是分流河道向前推进过程中发生决口的产物。决口作用在分流河道演化中比较突出，它具体可分决口充填和越岸充填，并促使分流河道分汊、改道，一般厚1.5～3 m，比天然堤砂体粗，主要由粉砂—细粉砂岩组成，其底可见冲刷面，向上可见递变层理和块状层理，向上及远端可出现小型流水沙波纹层理，它可以呈正韵律，也可见反韵律。
(3)分流间洼
分流间洼是一种复合概念，包括不同成因类型的成因相，如天然堤、决口扇或越岸沉积物，但这里仅指间洼中的泥质物，一般泥岩为棕红色，如季节性干旱并见含钙质与膏质泥岩；在潮湿气候下含植物碎片较多，炭质成分则较多，也可变成暗色泥岩，泥岩具水平纹理或块状构造，有时还见暴露构造。区别间洼与分流间湾或河漫湖泊泥岩，主要根据动物化石，与成因上相的共生组合关系。
4.2.4.2 三角洲前缘
三角洲前缘带是三角洲中砂体集中发育带，处于河口以下滨—浅湖缓坡带，是河湖水体共同作用最具特征的地带，由于含油气丰富，也是盆地内钻井揭露最多的井段。根据阜三段钻井剖面如金湖凹陷(天浅1井、天浅10井、天浅12井、天深5井、河参1井、阳2井、闵28井、东69 井)、高邮凹陷(东25 井、东53 井、东56 井、东63 井、沙20井)、洪泽凹陷(兴隆1井)、盐城凹陷(盐参1、苏84井、苏89井)和海安凹陷(安3井)，以及戴南组钻井剖面如高邮凹陷(沙20井、联24井、富14井、38井、庄2井)、洪泽凹陷(兴隆1井、顺1井)等综合分析，三角洲前缘相带主要包括河口坝、水下分流河道、水下天然堤—决口扇和水下分流间湾等微相类型。总体上看，三角洲前缘为向湖方向倾斜、变厚的楔状体；垂向上建设性三角洲具有向上变粗的层序，即由前缘的远端部分向上过渡为近端部分，构成一完整的进积序列(图4.9 )。
(1)河口坝
河口坝又称分流河口砂坝，它是由河流带来的碎屑物质在河口处因流速降低堆积而成。随着三角洲不断向湖心方向推进，河口坝主体部位逐渐向前推移，依次盖在河口坝尾部(又称末端坝)和三角洲泥之上，因此在剖面上出现向上变粗、变厚的反韵律层序，并构成识别三角洲的重要标志。单砂体厚度一般3～8m。其岩性与沉积构造序列，前缘的远砂坝由泥质粉砂岩组成，具潜穴构造，发育小型浪成沙波纹层理；河口坝由具板—槽状或楔状交错层理的粉砂岩、砂岩和含砾砂岩组成，砂岩层的厚度、粒度和交错层理的规模均表现出向上变大、变粗的趋势。砂体粒级分布较均一，分选较好，概率累积曲线具有特征性的双跳跃总体，且双跳跃组分为主占80%～90%，斜率较高(50 °～55 ° )(图4.10 )。自然电位曲线多为漏斗状，曲线下部齿化，齿中线由缓向上变陡，具外收敛特征，前积式幅度组合，曲线上部为加积式幅度组合，微齿、齿中线近于水平。
(2)水下分流河道
水下分流河道与河口坝共生，岩性向上变细，具正韵律结构，以浅棕色含泥砾砂岩、浅灰色中细砂岩、粉砂岩组成，砂层厚5～10 m。底部与下伏层呈冲刷接触，中下部大型板—槽状交错层理发育，随着能量的降低在侧翼或中上部一般为小型板—槽状交错层理、沙波纹层理及潜穴与生物逃逸构造。成分成熟度及分选均中等。粒度概率累积曲线具三段和二段式(图4.10 )。自然电位曲线多为钟形、微齿的箱形或者箱形—钟形，其幅度向上减小，往上细齿增多，齿中线内收敛，底部有突变和渐变两种。
水下分流河道与分流河道的最主要区别在于共生关系不同，前者与河口坝共生，在剖面中常见河口坝与水下分流河道复合或叠积砂体，其上下岩层均为水下沉积物，而分流河道为三角洲平原组成部分，除颜色较淡外，并与其共生的河间洼地或天然堤等沉积物，往往具有大量水上标志如根土层、暴露面、钙质结核等。
(3)水下天然堤与决口扇

图4.10 河流三角洲河床亚相粒度概率累积曲线图


图4.10 续三角洲各成因砂体粒度概率累积曲线特征

水下天然堤与决口扇沉积同三角洲平原亚相带中天然堤、决口扇沉积一样，是十分常见的沉积类型。前者以粉砂岩、泥质粉砂岩夹泥岩为主，呈透镜体状；后者以粉砂—细砂为主夹泥质粉砂岩，粒级稍粗，并常见底部冲刷，呈透镜体状。两者在堤内与水下分流河道连片共生；向堤外水下分流间湾泥质沉积物过渡。沉积构造类型同三角洲平原天然堤、决口扇沉积一样；概率累积曲线上显示悬浮组分占主要成分(图4.10 )。
(4)前缘末端与水下分流间湾沉积
前缘末端沉积亦称远砂坝沉积，沉积物较河口坝为细，主要为泥质粉砂岩与泥岩组成，并与前三角洲泥岩呈过渡关系，其界限只是近似的，特别是前缘末端—前三角洲泥岩沉积中夹较粗粒(细粒)薄砂层，说明洪水季节沉积物或灾变性沉积物，以底流的形式周期性的直达前缘末端—前三角洲部位，使剖面结构复杂化。沉积构造以水平纹理和沙波层为主，但主要具有波状—脉状—透镜状复合层理及滑动变形层理；沿层面分布较多的植物炭屑，生物扰动构造和潜穴发育。
水下分流间湾常发育在两个水下三角洲体之间或前缘多个朵状体之间，与开阔湖畅通，主要由泥岩夹泥质粉砂岩透镜体组成。水平纹理发育，生物扰动作用强烈。向下渐变为浅湖泥岩。在垂向序列中，它与前缘末端沉积的区别，后者含砂较多且相的共生关系组合不同；与前三角洲泥沉积很难区分，也主要依据相的共生组合，另外生物化石的含量与组合也有差别。
前缘末端，在垂向剖面上，呈下细上粗的反韵律结构；粒度分布，虽然粒级与天然堤、决口扇沉积相似，但不同的是具双跳跃段；自然电位曲线为低—中幅度漏斗状，多呈前积式幅度组合。
4.2.4.3 前三角洲
它位于三角洲前缘末端前方，水体相对较深，典型岩性为深灰—灰色泥岩和粉砂质泥岩，具水平纹理、透镜状层理和块状层理，潜穴构造发育。自然电位曲线平直、微齿化。它与滨—浅湖泥岩的区别主要根据相的共生和沉积体系的划分。
应当指出，泰州组—戴南组中所发育的三角洲主要属湖泊收缩时期的建设性(或前积型)三角洲类型，这也是人们一般所指的三角洲类型(图4.11 )。但另外还有一种水侵型(或后退型)的三角洲，系指当湖体不断扩大、水面不断上升过程中三角洲位置后退，垂向剖面上出现正韵律，三层的位置颠倒，细的位置盖在粗相带之上，这时河口坝发育不好或不发育，主要为水下分流河道沉积。这一般在箕状凹陷缓坡，当水侵期发育较典型(图4.12 )。虽然水侵型三角洲发育的频率、程度与规模远不如前者类型广泛，但也是一种重要的类型。

3. 三角洲沉积过程中的形变构造

三角洲沉积过程中最常见的形变构造是滑动构造（sliding structure）、同生断层（contemporaneous fault）和底辟构造（diapiric structure），它们在成因上密切相关，都是河口三角洲地区快速沉积的产物，但发育在不同的沉积物中，因而分布在不同的部位。它们不仅是有利的油气储集构造，而且其中有的构造如底辟构造，在现代三角洲地区的工程施工中可以造成某种危害，必须给予充分的注意。
1.形变过程形成的机理
河口三角洲是快速沉积区，沉积速率自河口向外逐渐减小，沉积物粒度逐渐变细。三角洲前展，砂、粉砂和黏土依次超覆，密度较大的砂压在密度较小的黏土之上，形成密度倒转剖面。砂和粉砂的自重产生了三角洲前缘斜坡下部向海的水平挤压力（剪切力），当剪切力超过了下伏淤泥层的抗剪强度时，淤泥质沉积层将形成褶皱（或称流动褶皱），形成底辟构造。由于下伏淤泥层的移出，致使靠近河口的砂质沉积带出现垂向滑动，产生同生断层。河口沉积速率越高，上覆砂层和下伏淤泥层的密度差异越大，越容易产生形变构造。
2.同生断层
同生断层是与三角洲迅速前展过程中在三角洲前缘同时发生的一种正断层，其断层面向海洋，垂直于河流流向，沉积物厚度下降盘较上升盘要大得多，断层倾角越向下部越小，同时在下降盘出现滚动背斜构造。
河口三角洲地区一旦出现同生断层，其下降盘不断接受来自河口的砂和粉砂，而沉积物的自重又进一步扩大断层的断距，促使下降盘沉积更多的物质，厚度比上升盘大。这样，断裂活动和沉积作用同时进行，互相促进，使断层继续生长。然而，这一过程不是无限的，当砂质物在下降盘的沉积对断层面压力分布的影响很小时，断层即停止活动，并逐渐为后来的沉积物覆盖，成为埋藏同生断层。同时，在该同生断层的向海一侧产生新的同生断层，并遵循上述发育过程发展。同生断层往往相继产生，一组在另一组的向海一侧，发育时间互相重叠。有时会产生与同生断层方向相反的次一级断层，形成地堑，在地形上往往是平行海岸线的沟槽。
同生断层不是单一的正断层，其断层面在剖面上为弧形，上部断层倾角大，可达20°～50°，断层活动以垂直移动为主，向下断层倾角减小，并逐渐过渡到平行层面，断层活动以水平位移为主。同生断层上部断距较大，向海逐渐减小，形似簸箕。其下降盘与上升盘沉积层厚度的比率称为同生断层的生长指数。
由于沉积物在同生断层下降盘紧靠断层面地带沉积率最高，滑动最快，因而下降盘上各沉积层的层面下倾，形成平缓的背斜。随着沉积加厚，早期形成的背斜沿断层面向海移动，而后形成的背斜更靠近河口方向，致使断层下降盘每一层的背斜转折端或高点逐渐向断层面移动，故称滚动构造或滚动背斜构造，在三角洲地区，滚动背斜构造往往是重要的油气圈闭。
3.底辟构造
河口地区砂和粉砂迅速堆积，使三角洲前缘和前三角洲之间沉积层因水平挤压而产生褶皱，下伏淤泥物质向上挤入上覆三角洲前缘砂体，直到穿过砂体，溢出海底，甚至达到海面，形成底辟构造。在三角洲前展过程中，它们不断产生、发育成熟，自海向陆褶皱发育也越充分。靠近前三角洲，底辟构造处在早期发育阶段，三角洲前缘沉积物因褶皱隆起而被剥离，暴露出褶皱的两翼。向陆，褶皱的发育逐渐成熟。深部前三角洲沉积物被带到表面，褶皱通常不对称，往往向海倾斜，甚至出现倒转。沿褶皱的轴向常发生断裂。在底辟构造发育的晚期，更老的大陆架沉积物也可能被拖带上来。底辟构造在三角洲前缘十分常见，可以成为良好的储油构造。
4.滑动构造
三角洲前缘坡度较陡，常常发生三角洲块体的滑动，产生许多沟谷和桨叶状低洼地。沉积物的滑动往往破坏原来的沉积构造，产生扰动构造。一些湖泊三角洲前缘也常常保留大量扰动构造和包卷层理。
5.形变构造的分布
在三角洲地区，形变构造的分布与岩性有密切关系。根据英国东部石炭系County clare组的资料，底辟构造发育在三角洲页岩、粉砂岩中，而在砂岩中主要发育同生断层。三角洲平原沉积层通常不发育沉积形变构造。在平面上，自河口向外，同生断层、底辟构造依次出现，而在垂向上也是如此。因此，由于岩性变化的地带性，形变构造的分布也很有规律。
勘探生产实践证明，许多油气田与三角洲沉积有关，而且其中往往是大型或特大型油气田。实际上，现代三角洲常常形成广阔的湿地，土地肥沃，具有很高的生物生产力。在人类历史上，三角洲也往往是一个国家最发达的地区。因此研究三角洲沉积是非常重要的。

4. 黄河三角洲的沉积模式

黄河三角洲的基底是现代沉积层，大致以1855年古海岸线为界，北部为渤海浅海沉积层，该层广泛而稳定，层厚4-8米，由灰黑色粘土质粉砂组成，平均粒径为7Φ左右，含有大量浅海有孔虫及介形虫。有些地方，在该层的顶部可见一层厚10-20厘米的粗粉砂-极细砂层，含有大量贝壳碎片，是浅海沉积物经多次风暴潮改造形成的滞留沉积。南部为大清河等短源河流沉积层，沉积比较复杂，1128年到1855年期间，黄河经徐淮入海，短源河流在渤海西岸堆起复杂的河道沉积、河口沉积、三角洲沉积和滨海沉积，沉积层厚4-8米，沉积物为黄色粉砂。黄河三角洲是河流和海洋共同作用的堆积体，沉积相当复杂，由陆向海方向，包括三个相组合带：1.三角洲平原相：三角洲平原相在近、现代黄河三角洲体系中发育最好，是多种亚环境的复合组。2.三角洲前缘相：三角洲前缘是三角洲体系中沉积速度最快，沉积砂最纯，含重矿物最多的浅水环境，是水下三角洲的主要组成部分。强河流作用使海岸线不断向海推进，三角洲前缘砂逐渐超覆在前三角洲粉砂质淤泥相之上，形成沉积物自下而上变粗的海退序列。黄河三角洲前缘沉积物，主要使粒径0.125-0.025毫米之间的细砂至粗粉砂粒级，粘土河有机质以淤泥形式沉积在河口沙咀外缘回流区、河间浅海湾河潮间带上部。3.前三角洲相：前三角洲地区位于三角洲前缘的向海方向，从三角洲前缘平缓地向外延展，其边缘在水深17-20米处过渡到浅海陆架区。前三角洲相沉积物主要是粒径小于0.015毫米的厚层灰色、深灰色、棕灰色淤泥或粉砂质粘土层夹薄层细粉砂透镜体，有时见有淤积与粉质粘土的互层，有机质含量高，含有少量海生甲壳碎片和许多黑色极细的植物碎末，发育不太清晰的水平层理。 黄河三角洲的沉积模式主要与河流过程，黄河来水、泥沙有关。据研究，黄河入海泥沙，除一部分粒径小于0.015毫米的极细颗粒扩散到外海，大部分粒径0.125-0.025毫米的极细砂和粗粉砂粒级都沉积在三角洲前缘地带，以河口沙坝、沙咀形式造陆，使海岸线向前推进。沙咀不断向外延伸，行水河道纵比降逐渐减小，当沙咀延伸到一定长度，比降减小到一定临界值，在适当水流条件下尾闾河道就发生决口改道，到三角洲其它部位入海，以后又重复这一过程。由于黄河含沙量高，淤积快，决口改道频繁，因而不可能形成伸长型的三角洲指状沙坝，主要发育河口沙咀和沙坝，使三角洲前缘朵状砂及其外缘的席状沙体向前延伸，逐渐覆盖前三角洲泥相，形成沉积物向上变粗的层序，这就是黄河三角洲的沉积模式。

5. 简述三角洲的沉积结构

三角洲是河流流入海洋或湖泊时，因流速减低，所携带泥沙大量沉积，逐渐发展成的冲积平原。三角洲又称河口平原，从平面上看，像三角形，顶部指向上游，底边为其外缘，所以叫三角洲，三角洲的面积较大，上层深厚，水网密布，表面平坦，土质肥沃。如我国的长江三角洲、珠江三角洲、黄河三角洲等。三角洲根据形状又可分为尖头状三角洲，扇状三角洲和鸟足状三角洲。三角洲地区不但是良好的农耕区，而且往往是石油、天然气等资源十分丰富的地区。
河流注入海洋或湖泊时，水流流来向外扩散，动能显著减弱，并将所带的泥沙堆积下来，形成一片向海或向湖伸出的平地，外形常呈△状，所以称为三角洲。
从河口区的动力特点来看，在潮流界上下移动的范围内，因河水受潮流的顶托，流速较小，最易形成心滩和江心洲，使河流发生分叉。在河口口门处，因水流扩散，流速减缓，泥沙常堆积成浅滩，横阻河口，故名拦门沙，为河口区航运的主要障碍。
河口三角洲的形成，是在河流作用超过受水体作用的条件下，泥沙在河口大量堆积的结果。冲积物在河口堆积，开始先出现一系列水下浅滩、心滩或沙嘴，水流发生分叉，同时形成向海倾斜的水下三角洲。随着各叉道的消长与心滩的归并扩大，使水下三角洲的前缘不断向海推进，而其后缘因滩地淤高，并盖上洪水泛滥堆积物，便变为水上三角洲的组成部分。由于叉道的不断变迁，在三角洲上往往形成许多交错的滨河床沙堤及湖沼洼地。

6. 现代黄河三角洲Pb剖面的标准化方法——粒度相关法

业渝光　和杰　刁少波　蔡善琪　宋苏顷
（地质矿产部海洋地质研究所）
关键词210Pb　粒度相关法　标准化
210Pb技术是测定现代沉积速率的有效手段，已广泛应用于湖泊、陆架、港湾和河口沉积学的研究。1855年以来形成的黄河三角洲是应用210Pb技术极为吸引人的地区，首先，它的形成年代就在210Pb测年的范围内（100～150a）；其次，历史的记录使我们知道了某些已知年代。
我们曾试用这种方法为现代黄河三角洲的叶瓣模式提供了210Pb的证据。但是由于黄河携带的泥沙都是细颗粒物质，主要是粉砂，而且沉积速率极快，这就给应用210Pb技术带来了许多困难，如210Pb初始浓度较低，粒级不均匀等。Shocks通过对密西西比河三角洲沉积物的研究，发现210Pb的放射性被粗粒的惰性物质大量稀释，由此他断言，210Pb方法不能应用于质量沉积速率很高（＞0.2g/cm2.a）的很靠近海岸的区域。黄河沉积物的堆积速率要比密西西比河大得多，而且沉积物堆积主要在汛期（占全年平均的84%以上），这对吸附的210Pb浓度有很大影响。这些因素使许多现代黄河三角洲钻孔岩心中的210Pb垂向分布不呈指数关系衰减，这些曲线有着复杂的形式，很难分析。为此，我们开展了现代黄河三角洲210Pb剖面标准化方法的研究工作。
1　基本原理
210Pb剖面标准化方法的原理并不复杂，在铀系测年中库兹涅佐夫曾总结了锾（230Th）曲线标准化的方法，本项研究的基本原理类似于这种方法。我们在测定现代黄河三角洲ZK224孔的210Pb剖面时就曾发现，210Pb放射性强度和粒度有很大关系。这是因为带有210 Pb的尘埃进入水圈后，被吸附在水体中的微小颗粒上，颗粒越小表面积越大，吸附的210 Pb也越多。因此，可以在经历了很短时间的一段岩心上有意识地密集采取不同粒级的样品，测定其210Pb浓度和粒度，找出它们之间的相关关系，然后把210Pb浓度在同一粒径的基准上归一，这就是210Pb剖面粒度相关法的基本出发点。
体积相同的物体总表面积和其粒径成反比。例如，将边长为1cm的立方体分为边长为0.1cm的立方体时，其表面积从6cm2增加到60cm2。根据这个原理，我们可把样品不同粒级部分都归一到10φ粒径上来，我们称之为10φ当量粒径。这个10φ当量粒径的含意及所占的百分比表示沉积物相当于归一到10φ时表面积的大小，10φ当量粒径所占百分比越大，吸取的210Pb粒子亦越多。
2　取样地点及岩性描述
ZK226孔位于垦利县呈子口西南600m公路东侧（图1），孔口标高2.1m，孔深30m，样品的采取是经过精心选择的，在沉积物岩性明显不同的界限都采取了样品，一共采取了32个样品。由图1可看出这个钻孔位于5流路的右河道入海处，根据地质资料，这个钻孔沉积物主要是由第5流路和第8或第9流路的叶瓣所组成。在第5叶瓣（1926～1929年）沉积物中（岩心长3m左右）采取不同粒径的样品 15个，选择这个叶瓣的目的是由于沉积时间短，可以忽略210Pb本身随时间衰减而引起的误差，使分析的问题更加简化，可认为是同一年沉积的。本底的210Pb浓度同样受粒度控制，取本底样品10个。在第5叶瓣以上的岩心上取样7个。样品的岩性、深度及沉积环境见表1。

图1　现代黄河三角洲叶瓣和钻孔位置图（据成国栋等，1987．加绘钻孔位置）　 Fig.1 Map showing the modern Huanghe River delta lobes and the sites of ZK226 and 88C2(After Cheng Guodong,et al.,1987）

虚线为第1亚三角洲（1855～1934年）的古河道及舌状堆积体。各叶瓣的形成年代为：
①1855.6～1889.3；②1889.3～1897.5；③1897.5～1904.6；④1904.6～1926.6；⑤1926.6～1929.8；
⑥1929.8～1934.8；⑦1934.8～1953.7；⑧1953.7～1964.1；⑨1964.1～1976.5；⑩1976.5～现代；▲为钻孔
3　实验及结果
用SKC-2000型光透式粒度分布仪测定每个样品的粒度分布情况，然后折算成10φ当量粒径所占的比例，小于10φ的部分乘以由实验求得的2.8当量系数，最后加在一起求出10φ的当量粒径。
表1　ZK226孔粒度分析和210Pb结果及有关参数＊Table 1 Lithology of samples and date of210Pb and grain size analyses in core ZK226


用a谱法测定样品的210Pb浓度，实验方法同文献[4]。测试数据均列入表1。
把8-22号样品的210Pb浓度C(dpm/g）与10φ当量粒径D(%）回归，得到如下关系式，

地质年代学理论与实践

相关系数r=0.98。
把本底样品23～32号样品的210Pb浓度Cb(dpm/g）和10φ当量粒径D(%）回归，得到式（2）

地质年代学理论与实践

相关系数r=0.98。
这个式中的第一项是沉积物表面吸附物质的本底，而第二项常数是沉积物自身铀系衰变系列的本底，这说明本底210Pb的贡献大部分来自沉积物本身。
从式（1）和式（2）的相关系数可看出，无论是本底还是第5叶瓣沉积物中的210Pb含量和10φ当量粒径之间的线性关系相当好，这说明粒度是控制210Pb浓度的重要因素。把方程（1）和（2）标绘图2中，两个线性方程相交于A点（D=54.13%,C＝0.89dpm/g），经A点做一直线平行D轴，这一直线即为样品的本底，即Cb=0.89dpm/g。

图2　10φ当量粒径和210Pb浓度相关图Fig.2　The dependence of 10φequivalent grain sizeson210Pb concentra tions

在现代黄河三角洲绝大部分沉积物来自同一源地——黄土高原，沉积作用主要是机械分异，化学分异作用很小，岩心中不同粒级的组分是由于环境变化，在水力作用下机械分异的结果。因此，我们可以认为在现代黄河三角洲样品中的210Pb浓度都遵循方程（1），也就是说任一年代的线性相关方程斜率都是相同的，只不过截距不一样。
我们若知道样品中的210Pb含量和10φ当量粒径就可以计算出年代，现以7号样品为例说明。从表1可得知7号样品的210Pb为0.67dpm/g,10φ当量粒径占27.27%，把这两
个数代入（＝0.01606D+A中，可以得到一个新的线性方程

地质年代学理论与实践

式（3）即为7号样品210Pb浓度和10φ当量粒径间的关系式，令D为65代入式（3）可求出B点（D=65%,C=1.276dpm/g）。把A点和B点连成一直线，此直线即为样品中过剩的210Pb和10φ当量粒径间的关系，此直线的斜率K2=0.03551。因第5叶瓣方程（1）的斜率K1=0.01606，那么7号样品的过剩210Pb和第5叶瓣样品过剩210Pb之比，Cex2/Cex1=K2/K1，把K1和K2的值代入下式就可求出7号样品和第5叶瓣样品相差的年代为25.6a，现令第5叶瓣的平均年份为1928年，则7号样品为1953年7月。这种方法求取的相差年代和10φ当量粒径无关，无论在10φ当量粒径为65%,75%或80%的基础上标准化，两条直线的斜率K1和K2不变，过

地质年代学理论与实践


图3　ZK226孔210Pb沿深度分布图Fig.3　Distribution of210Pb for oore ZK226

·实测210Pb；×标准化后210Pb

图4　88C2孔210Pb沿深度分布图　Fig.4　Distribution of210Pb for core 88C2

·—实测210Pb；×—标准化后210Pb
剩的210Pb浓度尽管因在不同当量粒径基础上标准化而改变，但其比值不变，即相差年代不变。
按照上述方法把ZK226孔的210Pb剖面在10φ当量粒径为65%的基础上标准化，其结果见表1和图3。从图3可看出，ZK226孔是由1926～1929年（－9.58～－13.85m）和1953～1964年（－9.58～0m）两个叶瓣所构成的，这说明黄河泥沙在河口区迅速沉降形成河口沙坝。
4　标准化方法的验证
Carpenter等曾用沉积物中的210Pb对Al、Mn的比来判断华盛顿大陆坡和陆架沉积物的不同来源，我们在测定现代黄河三角洲样品210Pb浓度的同时，也测定了Fe、Mn、Al、Cu等元素的含量，这些元素的含量同210Pb明显地呈正相关，具体情况将另文报道。测定结果表明2I0Pb对Fe、Mn、Al、Cu等元素的比值变化不大，说明沉积物基本上来源于黄土高原，而且210Pb主要来自表层土壤中，既然物质来源一样，那么这个建立在ZK226孔基础上的210Pb剖面粒度相关标准化方法应适用于这个地区的其他钻孔。为此，我们用粒度相关法使88C2孔的210Pb剖面在同样的10φ粒径（D=65%）基础上标准化。88C2孔位于潮间带，具体位置见图1。第9叶瓣的构造比较复杂，在12a的第9流路期间黄河入海口改道数次（图1），当取样地点正对河口时形成河口沙坝，堆积速率就极快；当取样地点位于沙坝侧缘时相对来说堆积速率就较慢。88C2孔的测试结果见表2和图4，它主要是1964年至今形成的。这个孔的210Pb剖面如实反映了由于黄河入海口的改变，导致了堆积速率变化，这也证明了我们这种粒度相关标准化方法的可靠性。
表2　88C2孔粒度分析和210Pb结果及有关参数Table2　Litholohy of samples and data of210Pb and grain size analyses in core 88C2


5　讨论
5.1　沉积年代的计算
用210Pb方法计算沉积速率和年代的模式有两种：①恒定过剩210Pb初始浓度（C、I、C、）模式；②恒定补给速率（C、R、S、）模式。我们采用了C、I、C模式。根据黄河三角洲的特定情况在沉积物的剖面中分段使用。大气中含有210Pb的尘埃沉降到地球表面时，直接进入河流中很少，绝大部分降落在地球表层土壤中。Carpenter的测试数据表明，哥伦比亚河中210Pb最多有2%的大气210Pb的补给，其余大气的210Pb都降落在哥伦比亚河流域，所以其210Pb河流搬运颗粒主要来自土壤。黄河流域表层土壤中的210Pb随着降雨和径流进入黄河，和黄土高原来的沉积物混合并被迅速吸附，最终沉积在河口。每年的降雨量不同，进入黄河的210Pb也不相同，但在一般情况下降雨都是把土壤表层的210Pb带入黄河，因此可以认为过剩的210Pb初始浓度是恒定的。严格来说C、I、C模式应用于黄河三角洲是比较勉强的，因为每年汛期黄河携带的泥沙占全年输沙量的大部分，在汛期沉积物的堆积速率很高，而在非汛期沉积物的堆积速率较低，在一年内堆积速率实际上是变化的，我们将在后面详细讨论。再者由于黄河入海口经常改变，水下三角洲的地形情况也不相同，在“河口陡坡”式水下地形处坡度很大，沉积物堆积速率就十分迅速，一年甚至可达数米，相反在前三角洲沉积物的堆积速率就较慢。尽管如此，我们仍可认为沉积物在进入黄河水系后，沉积物—水界面的过剩210Pb初始浓度为一常量，在沉积环境相对一致的期间内，沉积物的平均堆积速率没有变化。沉积物某一层的年代可由下式求出，

地质年代学理论与实践

式中，Cz为沉积物在Z深度时过剩210Pb的浓度，用dpm/g表示；Co为Z深度上一层O时过剩210Pb的浓度，用dpm/g表示；t为沉积物在深度0和Z之间年代差，用a表示，τ为210Pb的平均寿命，为32.3a。只要知道了某一层的年代就可逐层求出每一层的年代。5.2汛期和水下地形改造的稀释作用
由图3和图4可见，即使在标准化后，210Pb剖面在某些地方还是不呈指数关系，210Pb明显减少，这和黄河输沙量不均一有极大的关系。黄河流域气候变化较大，降雨量从东南向西北速减，降水时间主要集中在6～8月份，此间降水量占全年总降水量的65%～80%，造成黄河明显的汛期洪水。黄河的输沙量在时间上较径流更为集中，图5为利津水文站的黄河输沙量的直方图，利津水文站位于黄河三角洲顶点附近，其水沙特征即代表了黄河的水沙特征。
根据图5，再分析ZK226孔和88C2孔的整个210Pb剖面，可以明显地看出210Pb浓度降低的地方正是黄河输沙量最大的年份，1954年（全年19.8×108t，汛期17.6×108t），1958年（全年21×108t，汛期19.3×108t），1964年（全年20.3×1081，汛期 15.9×108t）和1967年（全年20.9×108t，汛期17.5×108t）。这可能是由于汛期降水量太强，洪水量太猛，输沙量太大，把黄河流域和黄河底质较老的物质带入，致使210Pb含量被稀释。另一种可能是，由于水量猛输沙量大，改造了黄河三角洲的水下地形。据密西西比三角洲水下块体运动的研究表明，三角洲前缘的滑动构造一般发生在坡度为0.2～0.5°的前缘斜坡上，而黄河三角洲5～10m水深处三角洲前缘斜坡的角度高达0.3°，更利于滑坡的发生。在汛期洪水可加速滑坡的发生，致使一些较老的沉积物堆积下来，稀释了210Pb的浓度。

图5　1952～1980年黄河输沙量直方图　Fig.5　Histogram of sedimentation discharge in the HuangheRiver(1952～1980）

汛期和非汛期210Pb的变化在ZK226孔 1926～1929年的叶瓣上表现得更为突出（图3）。1926～1929年是黄河输沙量较小的流路，1928年是最小的输沙量年份，年输沙量仅为4.88×108t（县水文站）。图3左边标准化后的过剩210Pb曲线，在1926～1929年间有明显的4个低峰，这是1926～1929年的汛期所造成的。1928年汛期输沙量最小，所以低峰也最小。
6　结束语
现代黄河三角洲的叶瓣构造并不是简单的镶嵌和覆盖，黄河尾闾的经常摆动，高能的沉积环境，汛期和非汛期输沙量相差悬殊等因素，造成了河口地区比较复杂的垂向沉积序列。使用常规的210Pb技术在这个地区难以奏效，用标准化方法可以明显地消除210Pb在现代黄河三角洲沉积物中不规则的垂直分布，有利于黄河三角洲现代沉积作用的研究更加深入。在一般情况下，水动力条件造成的沉积物粒径变化而引起的210Pb浓度的变化，可用标准化方法得到解决。在现代黄河三角洲210Pb剖面中极不规则的层位，是由于黄河汛期洪水和水下地形改造的结果，致使较老的物质混进沉积物而使210Pb浓度被稀释。本文提出的用粒度相关使210Pb剖面标准化方法可适用于现代黄河三角洲。
致谢　工作中得到海洋地质研究所成国栋先生的指导和帮助，阅读初稿并提出宝贵的修改意见；中国科学院地质研究所铀系实验室夏明先生和北京大学考古系第四纪年代学实验室原思训先生对本项工作给予极大的支持，在此一并表示衷心感谢。
参考文献（略）
（地理科学，1992，第12卷，4期，379～386页）