冲积扇环境及其相模式 河流环境及其相模式

1.冲积扇的一般特征

冲积扇是由洪水将沉积物从山区带出，在山口的山麓地带因坡降减小堆积而成的。主要分布于干旱或半干旱气候区，但在潮湿地区甚至极地地区也有分布。冲积扇在平面上呈扇形、辐向剖面呈下凹状，横向剖面呈上凸状（图6-1）。冲积扇体坡度一般小于10°，通常为3°～6°。扇体半径自几百米到几百公里。可由一系列冲积扇体衔接或重叠在一起，组成冲积扇体系。

冲积扇上发育有河道，在扇顶只有一两条主河道，在扇中和扇缘则分支成辫状河。河道下切较深，但多半为暂时性河道。河道之间则为树枝状浅水沟。在扇缘有时还可发育有湖泊或干盐湖。冲积扇上洪水流动的性质主要为牵引流，但当物源区有大量泥质供给和在强洪水期，也可出现泥石流。

图6-1 理想的冲积扇沉积相分布及地形剖面

（据D.R.Spearing，1975）

2.冲积扇相的特征

冲积扇沉积物是大陆沉积体系中，颗粒最粗，分选最差的近源沉积，以砾岩、砂砾岩和砂岩为主，夹有粉砂岩和泥岩。当存在泥石流沉积时，泥、粉砂、砂砾以及大至数吨重的漂砾可混杂堆积在一起，由扇顶到扇缘粒度呈变细趋势。岩石多为红色、常含有碳酸盐和盐类矿物。由于兼有牵引流及泥石流沉积，因而在C-M图上表现为重力流模式（图6-2）。冲积扇沉积物类型包括：泥石流沉积、河道沉积、漫流沉积及筛积物四类。

筛积物是冲积扇沉积所特有的，主要出现在扇头和扇中。筛积物是一种呈舌状的砾石沉积，分选中等到较好，砾石之间可充填有砂，成岩前孔隙中泥质及粉砂质基质较少，呈“筛状”，与砾石同时沉积的泥砂已被稍后期的洪水带走。

冲积扇沉积物成层性不明显或较明显，垂向上粗细频繁交替，层间界面不明显。层理发育差或具块状层理，是无分选的砂砾层，有时可见大型交错层理、平行层理及递变层理。局部还可见流水波痕、干裂、雨痕、流痕等，冲蚀充填构造常见。

图6-2 美国加利福尼亚州弗雷兹诺群西部冲积扇沉积的C M 图

（据W.B.Bull，1972）

冲积扇的古流向呈辐射状。其垂向沉积层序常是推进型粒度向上变粗的序列，也可以是后退型向上变细的序列或者具不明显规律性的特点。

3.冲积扇的相模式

（1）扇根

扇根分布在邻近冲积扇顶部地带的断崖处，其特点是沉积坡角最大，并发育有单一的或2～3个直而深的主河道。其沉积物主要是由分选极差的混杂砾岩或具叠瓦状的砾岩、砂砾岩组成。一般无层理特征，呈块状构造，常见筛积物或砾石之间被粘土、粉砂和砂等基质所充填。但有时也可见到不明显的平行层理、大型板状交错层理以及由于流速衰减而形成的递变层理。也就是说，扇根的沉积物主要为泥石流沉积和河道充填沉积。

（2）扇中

扇中位于冲积扇的中部，是冲积扇的主要组成部分，它以发育辫状河道沉积为特征。因此，沉积物主要由砂岩、含砾砂岩和砾岩组成。常以筛积物形式出现，与扇根沉积物比较，砂与砾比率增加。砾石多呈叠瓦状排列。在砂岩和含砾砂岩中则出现主要由辫状河流作用形成的不明显的平行层理、板状或槽状交错层理，局部可见逆行沙丘交错层理。河道冲刷-充填构造较发育，也是扇中沉积的特征之一。沉积物的分选性相对于扇根来说，有所变好，但仍然较差。

图6-3 冲积扇沉积的反旋回沉积序列剖面实例

（据斯图尔特，转引自孙永传、李蕙生，1986）

美国加利福尼亚州中新统

（3）扇端

出现在冲积扇的趾部，其地形较平缓。沉积物通常由砂岩和含砾砂岩组成，夹粉砂岩和粘土岩，但有时细粒沉积物较发育，局部也可见有膏盐层。其砂岩粒级变细，分选性变好。在砂岩和含砾砂岩中可见到不明显的平行层理、板状交错层理和冲刷-充填构造；粉砂岩和泥岩中可发育块状层理、水平层理以及变形构造和暴露构造（如干裂、雨痕等）。

图6-4 冲积扇沉积的正旋回沉积序列

（据孙永传、李蕙生，1986）

在冲积扇形成和发育过程中，由于沉积物堆积速度和盆地沉降速度不同，可以使冲积扇沙体发生进积和退积或侧向转移过程。这种过程明显地反映在冲积扇的沉积层序中。当沉积物的堆积速度大于盆地的沉降速度时，冲积扇沙体逐渐不断地向盆地方向推进，使扇根沉积置于扇中沉积之上，而扇中沉积又置于扇端沉积之上，因而形成自下而上由细变粗的进积型的反旋回沉积层序（图6-3）。相反，当沉积物的堆积速度小于盆地的沉降速度时，冲积扇沙体则向源区方向退积，或者向侧向转移，其结果便形成下粗上细的退积型的正旋回沉积层序（图6-4）。在冲积扇的不同部位，其沉积序列也不同（图6-5，图6-6）。扇根的沉积序列主要为块状粗细混杂砾岩和具叠瓦状结构的砾岩组成的正韵律沉积组合。扇中的沉积序列自下而上为具叠瓦状组构的砾岩及不明显的平行层理、含砾砂岩和砂岩的交错层理组成。扇端的沉积序列通常为具冲刷-充填构造的含砾砂岩、交错层理和平行层理砂岩，以及水平层理粉砂岩和块状层理泥岩，但有时也发育有变形构造，如旋卷层理及球枕构造。

图6-5 冲积扇各亚环境的沉积序列

（据孙永传、李蕙生，1986）

1.河流的类型
通过对现代河流的水动力学、水流动态、侵蚀、搬运与沉积作用、沉积物结构和构造等方面的深入研究，大大促进了对古代河流的认识。河流由河道和泛滥平原（河漫滩）两部分组成，河道中的主要地貌单元是河床、边滩和心滩；河漫滩是洪水期间河水漫出河道形成的，包括天然堤、决口扇、河漫平原及牛轭湖。

图6-5 冲积扇各亚环境的沉积序列

（据孙永传和李蕙生，1986）

图6-6 得克萨斯州范霍恩湿地冲积扇沉积（前寒武系）的三种相组合

（据J.H.McGowen＆C.G.Groat，1971）
A—扇根相，巨砾直径可达1m，主要为砾石；B—扇中相，砾岩和交错层理含砾砂岩互层；C—扇端相，主要是具板状、槽状交错层理的砂岩
1—块状巨砾岩；2—块状砂质泥岩；3—粗-巨砾岩和薄层砂岩互层；4—含中砾和粗砾的粗-极粗粒砂岩，具交错层理
河流按河道的平面形态可分为：平直河、曲流河、辫状河及网状河四种（图6-7；表6-1）。在自然界和地质历史中以曲流河和辫状河为主，以下对这两类河流进行介绍。

图6-7 河流类型

（据A.D.Miall，1977）
A—曲流河；B—辫状河；C—网状河；D—平直河

表6-1 平直河、辫状河、曲流河及网状河的特征与区别

注：网状河是由曲流河组成的复合河流，相序的上部河漫滩沉积发育程度大于下部边滩沉积，或透镜状河道砂体被厚度很大的细粒沉积物和煤层（湿地组合）包围，形成“泥包砂”的面貌
2.曲流河的沉积模式
艾伦（1964）曾提出曲流河的沉积模式图（图6-8）。该图显示的地貌单元有边滩、牛轭湖、天然堤、决口扇以及河漫滩等。

图6-8 曲流河的沉积模式

（据J.R.L.Allen，1964）
（1）河道沉积
包括河床沉积和边滩沉积（图6-9，图6-10）。

图6-9 曲流河沉积层序

（据G.De V.Klein，1972，J.R.L.Allen，1970；转引自《沉积构造与环境解释》编写组，1984，本书略加说明）
河床沉积 又称河道滞留（残留）沉积，它由粗砾岩和砂质砾岩组成，是在河流流量最高峰时（洪水期）做短距离搬运的产物。在正常流动情况下，由于流水冲刷与分选作用，细粒物质不断被带走，砾石则残留在河床底部较深部位。这类沉积常位于河流沉积剖面的底部，向上颗粒逐渐变细过渡为边滩沉积。河床沉积有4个方面的特点：①砾石成分一般较复杂，有时还会有植物树干、泥砾等沉积；②以粗砾岩和含砾粗砂岩为主，中细粒砂岩较少；③由于稳定的水流作用，砾石呈明显的定向排列，构成叠瓦状构造，砾石的最大扁平面倾向河流上游；④呈透镜状产出，并位于河流沉积物的底部，底界与下伏地层之间为一个明显的侵蚀面。

图6-10 曲流河沉积特征剖面实例（美国加利福尼亚州渐新统）

（据顿哈姆；转引自孙永传和李蕙生，1986）
边滩沉积 又称点沙坝沉积或曲流沙坝沉积，是河床侧向迁移作用的产物。随着河流不断迁移，浅滩不断增长，在河流内弯部分形成宽阔的边滩。底流在侧向运动中强度逐渐减弱，因而引起了碎屑的沉积分异作用。在边滩下部比较靠近河心的部位，沉积较粗的颗粒（以砂为主）；上部离河心较远，沉积较细物质。边滩沉积物厚度近似河床深度，其宽度取决于河流大小。边滩沉积物以成分成熟度和结构成熟度较低的岩屑砂岩和长石砂岩为主。一般为中性到弱酸性和弱氧化的水介质条件，因此海绿石、菱铁矿、绿泥石以及伊利石等自生矿物不能生成。边滩常生成高岭石。粒度变化范围很大，可以由分选不好的砂、粉砂和泥等混合而成。但大型河流边滩沉积以砂为主（称细边滩沉积），含少量砾石和粉砂；而较小河流则以砾石沉积为主（称粗边滩沉积），细边滩与粗边滩的沉积特征与区别见表6-2。在粒度分布上，主要由跳跃总体和悬浮总体组成，牵引总体不发育。主成分的跳跃总体斜率中等至较高，分选中等到较好；悬浮总体呈低斜率，含量少、分选差；二者的截点突变，大约在3～3.5ϕ。边滩沉积中，层理非常发育，主要以大、中型槽状交错层理和板状交错层理为主，在较细的沉积物中也常出现各种中型交错层理。在垂向上，一般自下而上由大型交错层理逐渐变为小型交错层理。依据沉积构造垂向变化或垂向共生组合特点，可以建立典型的边滩沉积层序。以四川资阳沱江现代边滩沉积为例（图6-11），自下而上是：河床底部冲刷面→河床滞留砾石（块状构造）→具有大型槽状交错层理的粗粒砂→有平行层理的中、细砂→具有板状交错层理的细砂→具有爬升波痕层理和小型交错层理的细砂或粗粉砂。

图6-11 四川资阳沱江现代边滩沉积层序

（据刘宝珺等，1980；转引自余素玉和何镜宇，1989）

表6-2 细边滩与粗边滩的沉积特征与区别

（据刘宝珺和曾允孚，1985）
（2）河漫滩沉积
在洪水泛滥期间，河水溢出到两岸平原中较低洼部位，称河漫滩（泛滥盆地）。这里的沉积物主要是洪水带来的悬浮载荷，形成的岩石有泥岩、粉砂岩以及薄层泥质灰岩。层理一般不发育，有时见水平层理。在气候干燥地区，可见泥裂构造和钙质及铁质结核。在潮湿条件下，植物生长茂盛，进一步可发展成沼泽，形成大量有机物质堆积，甚至出现煤层。
（3）堤岸沉积
包括天然堤和决口扇沉积。天然堤是由于洪水期河水漫越河岸，当河水流速降低时，携带的大量悬浮物质在岸边很快沉积下来。其沉积物质比边滩细，主要是粉砂和泥，二者常呈薄互层，粉砂层和泥层一般厚几厘米到几十厘米。
在高水位时（洪水期），过量的河水冲开天然堤，在堤岸靠近平原一方的斜坡上，形成由树枝状水系而成的扇状堆积物，称决口扇。它是一种透镜状或舌状砂体，厚度不大，从十几厘米到几米，由细砂和粉砂组成。此外，可见小型交错层理，常见冲刷构造以及植物和动物化石。
（4）牛轭湖沉积
牛轭湖的形成与曲流河有关，当河流发生截弯取直时，废弃河道即为牛轭湖。牛轭湖沉积主要是洪水期带来的细粒物质，如粉砂、泥质和有机质等。粉砂中具小型交错层理，黏土中发育水平层理。可见淡水软体动物残骸和植物碎片。沉积物呈透镜状，延伸可达几千米，厚度可达数十米。
（5）曲流河沉积模式实例
艾伦提出的典型沉积模式特点可概括如下：①以陆源碎屑岩为主，从下到上依次为砾岩、砂岩和泥岩，岩性变化频繁，极不稳定，上部偶见泥质灰岩薄层；②沉积构造向上变小，交错层理类型由大型变为小型，向上逐渐出现波状和爬升波状层理，中间夹有水平层理，并可发育泥裂、雨痕等；③常见植物印痕和植物根，可能有泥炭和煤，也见少量淡水软体动物腹足类和双壳类化石。
该沉积模式反映曲流河宏观标志组合。在微观上，这些岩层特别是砂岩，在粒度分布、他生和自生矿物成分及其组合特点等方面都比较明显。英国下泥盆统下部老红砂岩是研究的比较早的典型曲流河层序（图6-12）。

图6-12 英国下泥盆统下部老红砂岩的剖面结构

（据J.R.L.Allen，1964）

图6-13 辫状河的沉积模式图

（据R.G.Walker，1984；转引自王良忱和张金亮，1996）
3.辫状河的沉积模式
辫状河由一系列宽而浅的河道、河道沙坝及冲积岛组成（图6-13）。也就是说，河道沙坝（心滩）和冲积岛是辫状河特有的地貌特征，其边滩不发育，河漫滩发育较少。心滩主要由粗粒沉积物组成。但是，有时在河流的中、下游，由于河流中负载含量高，沉积物虽细，亦可表现为辫状河流性质，如印度的布拉马普特拉河及我国黄河中、下游即属此例。这时，其沉积特征也就不易与曲流沙坝相区别。故以下重点叙述由粗粒沉积物构成的辫状河流沉积特征。
（1）河道沉积的基本特征
辫状河的河道沉积主要为心滩沉积，地貌单元可以分为活动性心滩和相对稳定的河间冲积岛。
活动性心滩 上游方向较陡，并有一深潭相伴生，这里主要遭受侵蚀作用。沙坝下游一方则较平缓，主要发生沉积作用。因此，河道沙坝是逐渐向下游迁移的，靠近其上游部分由粗粒物质组成，向下游部分变为细粒物质。同时存在侧向和垂向的侵蚀和加积作用，并在沙坝的下游方向和凸岸产生前积纹层。在河道沙坝表面上，经常发育有各种底形，如巨波痕、大波痕等，发育不同类型的交错层理。在低水位期（枯水期）、洪水期以及河道废弃以后，可发生细粒悬浮物的加积作用，但不如曲流河发育。
河间冲积岛 它在河道中的位置较固定，大多成为有植被生长的岛链。其表面常发育泛滥平原的细粒沉积，或被沙坝遭受侵蚀以后遗留下的残余物所覆盖，从而使其加积增长，地势较高，并有植物生长。
（2）心滩的形态分类
史密斯（D.G.Smith，1974）根据心滩的地貌形态、大小以及它们与河岸的关系提出了四种主要心滩类型，即纵向沙坝、横向沙坝、斜向沙坝和曲流沙坝（图6-14）。其中曲流沙坝较为少见。

图6-14 不列颠哥伦比亚踢马河中的砾石质沙坝类型

（据柯林森，1982；转引自孙永传和李蕙生，1986）
①纵向沙坝；②横向沙坝；③斜向沙坝；④曲流沙坝
纵向沙坝 是与水流方向平行的长形沙体，其分布方向与河道的延伸方向基本一致。它们是在浅水地区由平行于沙坝的单向水流形成的，常见于砾石质辫状河流的端部。其沉积物通常由粗粒的砂砾物质组成。沙坝的上游端遭受侵蚀，下游边缘接受沉积。在沙坝内部主要由具板状交错层理的砾石和砂组成。
横向沙坝 横向沙坝的延伸方向与水流的流向近于垂直。它们常常形成于河道变宽或深度突然增加而引起的流线发散的地带，在砂质辫状河中更为常见。横向沙坝的上游部分较宽阔，而其下游边缘常为直的、朵状或弯曲的。横向沙坝在形成过程中，首先由砂、砾沉积物加积到平衡状态，然后通过滑动面的顺流延伸而生长，并产生板状交错层理，而且，其前积纹层往往是高角度的。
斜向沙坝 一般具有长的轴，而且其延伸方向与主水流流向斜交。它们大多是由于主河道弯曲时水流流量不对称而产生的。沙坝的横断面大致呈三角形，并具有由滑动面或浅滩组成的下游沉积边缘。与纵向沙坝相似，当滑动面崩落或浅滩迁移时，可形成板状交错层理。如果沉积物很粗，则产生不明显的水平层理和角度极低的板状交错层理。
曲流沙坝 在辫状河中较为少见，其典型特征与曲流河边滩沉积相似。
（3）辫状河沉积层序
辫状河沉积序列模式比较复杂多样，现以加拿大魁北克省加斯佩半岛泥盆系辫状河砂岩的沉积序列为代表（图6-15）。图中显示了自下而上由粗变细的正粒序层序，反映了水流能量逐渐减弱的沉积过程。最底部为河道底部残留沉积物，以粗砂岩和含砾砂岩为主，与下伏层呈侵蚀冲刷接触。其上为大型槽状交错层理含砾粗砂岩（A）、具槽状交错层理粗砂岩（B）及板状交错层理粗砂岩（C）。沙坝顶部沉积物主要为小型板状交错层理砂岩（D）和大型水道冲刷充填交错层理砂岩（E）。顶部薄的垂向加积沉积物包括波状交错层理粉砂岩和泥岩互层（F）。

图6-15 加拿大魁北克省泥盆系辫状河沉积的垂向层序

（据D.J.Cant＆R.G.Walker，1976）
辫状河流沉积特征主要为：①粒级较粗，砂砾岩较发育；②层序下部发育由心滩迁移而形成的各种层理，如块状层理或不明显水平层理、大型板状交错层理、大型槽状交错层理；③泛滥平原细粒沉积物较薄或不发育；④心滩沉积的岩石比边滩更加复杂，粒度总体较粗，其中又有细粒夹层，同时边滩和心滩概率累积粒度曲线具有明显的区别（表6-3）。
边滩沉积物以砂为主，混有砾、粉砂和黏土；有的以砾石沉积为主。沉积物粒度取决于河流的水动力条件；在同一边滩中，离河心较近的边滩下部，其粒度要比离河心较远的边滩上部粗。沉积物成分复杂，成熟度低，常含有植物树干和碎片。概率累积粒度曲线通常由斜率中等到较高的跳跃总体和斜率低的悬浮总体组成，S截点一般为3～3.5ϕ，牵引总体不发育（图6-16）。
心滩沉积物比边滩粗，常为砾石和粗砂，有时常夹细砂和粉砂层，岩石成熟度更低。典型的概率累积粒度曲线是以牵引总体为主，占50%～70%，跳跃总体不发育，斜率也低，悬浮总体平均占30%左右（图6-17）。
北京西山军庄一带上二叠统红庙岭组中部也是曲流河沉积的典型剖面实例。岩性为成熟度较高的砂岩、砂砾岩或含砾砂岩夹泥岩和页岩，成层性好，含植物茎干化石。“二元结构”较明显，上部单元的发育较薄，但分布较稳定（图6-18）。

表6-3 曲流河与辫状河沉积特征区别

4.冲积环境沉积类型组成
冲积环境沉积是大陆环境中经常性水流冲积作用的产物。通常有3种形式的组合：①在上游，与暂时性水流作用形成的冲积扇相连接或位于冲积扇体系中，构成冲积扇组合；②在中游，形成广阔的洪泛平原，构成洪泛平原组合；③在下游，洪泛平原继续发展，可进入海（湖）岸平原及三角洲环境，构成海（湖）岸平原-三角洲组合。

图6-16 边滩沉积的概率累积粒度曲线

（据R.P.Glaister＆H.W.Nelson，1974）
1、2、3分别为样品编号

图6-17 心滩沉积的概率累积粒度曲线

（据R.P.Glaister＆H.W.Nelson，1974）
1、2、3为样品编号，2、3是1的夹层

图6-18 曲流河沉积特征剖面实例（北京西山上二叠统红庙岭组）

（陈建强摄于2001年）

4. 1. 1 古地理面貌 ( 形态)
在地壳升降强烈地区，由于风化、剥蚀作用较为剧烈，其作用产物被河流携带流出山口时，由于坡降减小、流速变缓而堆积下来形成的扇状体称为冲积扇 ( 图 4. 1) 。冲积环境的形成和发展受到自然地理、气候和地壳升降运动等因素的影响，造山作用越强，地形高差越大，气候越干旱，越有利于冲积扇的发育。

图 4. 1 理想冲积扇的地貌剖面及沉积物分布( 据斯皮林，1974，转引自姜在兴，2003)

冲积扇的外部形态是典型的楔状体。当山脉升降发生在冲积扇形成之前时，由于源区供给大量沉积碎屑而形成山前沉积厚、远离山前沉积减薄的楔形体图 4. 2( A) 。当构造活动趋于稳定时，山前沉积遭受剥蚀，形成邻近山前沉积较薄、远离山前沉积突然增厚的反向楔状体图 4. 2( B) 。冲积扇的内部特征较为复杂，随着源区上升和水系的形成，冲积扇不断向前推进，并在侧向上往返迁移。主河道在洪泛期大致分布在冲积扇轴部，沉积厚度较大，两侧由于漫流而沉积厚度较小，从而在横剖面上呈上凸的透镜状 ( 图 4. 2( C) ) 。
4. 1. 2 岩性及颜色特征
由于母岩性质差异，冲积扇的组成物质粗而杂乱，粒级分布很宽，从泥、砂一直到巨砾。多数冲积扇以砾石沉积为主，砾石间充填砂、粉砂和黏土级的碎屑。扇顶以砾、砂岩为主，至扇缘部分砂、粉砂和黏土含量增多，层厚变薄。在冲积扇沉积中，常见有碳酸盐、硫酸盐等矿物，如方解石、石膏等，它们是与碎屑同时沉积，或是作为地表物质风化结果堆积下来的，故根据盐类矿物的差异，在一定条件下有可能推断出母岩区母岩的性质。
冲积扇是间歇性急流堆积的产物。沉积物质经常暴露地表，遭受不同程度的氧化作用，故缺少还原性的暗色沉积物，砾岩及砂岩颜色复杂，以浅灰、灰绿及灰白色为主，泥质沉积物的颜色一般带有红色，以紫红色及棕红色为主，间有灰绿色 ( 表 4. 1) 。

图 4. 2 冲积扇的几何形态( 据布尔，1972)

表 4. 1 冲积扇各相带沉积特征


续表


( 据薛叔浩，2002)
4. 1. 3 沉积构造特征
冲积扇沉积由于属于间歇性急流成因，故层理发育程度较差或中等。泥石流沉积显示块状层理或不显示层理，细粒泥质沉积物可见薄的水平层理，粗粒碎屑沉积有时亦可见不太明显和不太规则的交错层理，斜层倾向扇缘，倾角为 10° ～ 15°。在垂向上，层理构造表现为流水沉积物与泥质沉积物复杂交互的构造序列。
冲积扇的粗碎屑沉积中常见冲刷 － 充填构造，主要发育在扇顶附近。砂质沉积局部可见水流波痕。砾石若有定向排列，则呈向源倾斜，倾角为 30° ～ 40°。泥质表层可发育泥裂、雨痕和流痕等 ( 表 4. 1) 。
4. 1. 4 粒度分布特征
冲积扇砂质沉积物的概率曲线一般分为 3 段: 滚动组分含量为 1% ～30% ，跳跃组分含量为 50% ～60% ，悬浮组分含量为 10% ～30% 。从扇根向扇缘方向，滚动组分和跳跃组分含量降低，悬浮组分含量增高。冲积扇中不同类型沉积物具有不同特征的 C － M 图( 图 4. 3) 。漫流沉积与河床充填沉积在 C － M 图上为一弯曲图形，缺少 RS 段，只有 P －Q － R段图形，说明均匀悬浮沉积对冲积扇来说是不特征的。PQ 段代表冲积扇河床充填沉积，大致与 C = M 线平行，C 与 M 成比例增加，C 与 M 值接近，说明分选好，这一段代表浅的面状水流沉积，即漫流沉积。泥流沉积是一个近似与 C = M 线平行的长条状图形，与帕塞加的浊流沉积 C － M 图接近。不同处在于浊流 C － M 图中线上的样品点，C 是 M 值的 2. 3 ～4. 2 倍; 而泥流 C － M 图中线上各点，C 是 M 值的 40 ～80 倍，这说明泥流比浊流在分选上要差得多，黏度和密度也大得多。

图 4. 3 冲积扇各沉积类型的 C － M 图( 据布尔，1964，转引自姜在兴，2003)

4. 1. 5 结构特征
冲积扇沉积物以含大量砾石为特征。沉积物粒度粗、成熟度低。砾石磨圆一般较差，较大粒径的砾石与较小粒径的砂、泥相互混杂接触。从扇顶至扇缘粒度逐渐变细，分选、磨圆逐渐变好。不同过程形成的沉积物分选性和支撑类型可以不同。Bull ( 1972) 曾对美国迪亚布洛山脉冲积扇的不同类型沉积物的分选性做过定量对比，其中泥石流沉积物的分选最差，在垂向和平面上粒度变化快。泥石流沉积物常显基质支撑结构，筛滤、片流、河床充填沉积主要为碎屑支撑结构。
4. 1. 6 生物化石特征
冲积扇几乎不含动 ( 植) 物化石，也很少含有机质。
4. 1. 7 测井电性特征
冲积扇在自然电位上为分层不明显的块状或带锯齿的块状 ( 图 4. 4) ，扇根中泥石流部分电阻率曲线为参差不齐的锯齿状，通常峰值很高，顶、底多为渐变型，自然电位曲线则呈中幅锯齿状，顶、底界面亦为渐变型; 主河道在电阻率测井曲线上，常表现为带齿边的大幅度曲线，其异常幅度往往是整个冲积扇中的最大者，自然电位曲线的异常幅度也较大，界面曲线形态多为底部突变、顶部渐变型，有时也有顶、底渐变型或钟型。扇中以辫状河沉积为主，在电阻率曲线上扇中辫状河道沉积表现为带齿边的中等幅度箱型或钟型，自然电位测井曲线的形态虽然也呈带齿边的箱型或钟型曲线，但其幅度往往是整个冲积扇上的最大者。一般情况下，测井曲线的界面形态为顶、底突变型或底部突变、顶部渐变型。扇端在测井曲线上，表现为明显的幅度小、偶尔出现薄层砂的小齿峰的低平曲线，或小锯齿指状和尖嘴状，扇端的曲线幅度在冲积扇中是最小的。侧翼漫流沉积测井曲线上为参差不齐的齿状曲线，齿峰多而幅度小，幅度有向上减小的趋势。

图 4. 4 冲积扇各部位的测井曲线特征( 据于兴河，2002)

若扇根部位泥质含量很高，会使渗透率大为降低，扇中因泥质减少而导致渗透率增高，自然电位幅度随之增大，会出现漏斗形反旋回的特点 ( 图 4. 5) 。
4. 1. 8 地震反射特征
由于冲积扇的物质组成比周围冲积平原的物质要粗，埋藏过程中，砂、泥压实的差异，导致在地震剖面上表现为沉积盆地边缘处紧贴山根呈楔状或透镜体形态。由于冲积扇沉积体系以剥蚀充填为主，沉积厚度、面积相对较大，在纵贯扇体的地震剖面上扇体为楔形反射，在横切扇根或扇中的地震剖面上为宽缓的丘形反射，内部杂乱或无反射。振幅强弱多变，连续性中—差 ( 图 4. 6) ，走向地震剖面上呈丘状或背斜形态。大型冲积扇的地震响应一般为较大面积的杂乱反射。

图 4. 5 陆上冲积扇粗碎屑岩的电性特征( 据李丕龙，2003)


图 4. 6 惠民凹陷临南洼陷 crossline58 冲积扇地震相特征

4. 1. 9 垂向沉积序列
当沉积物堆积速度小于盆地的沉降速度时，发生向源区的退积作用，扇端沉积覆于扇中沉积之上，扇中沉积覆于扇根沉积之上，形成下粗上细的正旋回层序 ( 图 4. 7) 。在沉积物堆积速度大于盆地沉降速度时，发生向盆地方向的进积作用，会形成下细上粗的进积反旋回沉积层序。
4. 1. 10 冲积扇的相模式及岩相古地理特征
张继易 ( 1980) 结合露头剖面及现代沉积的考察，建立了冲积扇的沉积模式，并细分了内部沉积相的组成及各自特征 ( 图 4. 8) 。

图 4. 7 冲积扇的沉积序列( 据孙永传等，1986)


图 4. 8 冲积扇环境示意( 据张继易，1980)

扇根分布在邻近冲积扇顶部地带的断崖处，其特点是沉积坡度角最大，发育有单一的或 2 ～3 个直而深的主河道。沉积物主要由分选差、无组构的混杂砾岩或具有叠瓦状的砾岩、砂岩组成，一般呈块状构造，无层理特征，主要为泥石流和河道充填沉积组成。
扇中位于冲积扇中部，为其主要组成部分，沉积物分选性较扇根要好，但仍然较差，具有中到较低沉积坡度角，辫状河道发育。主要由砂岩、含砾砂岩和砾岩组成，常以筛积物形式出现，砾石碎屑多呈叠瓦状排列，河道冲刷充填构造发育。
扇端出现在冲积扇的趾部，地形平缓，沉积物主要是砂岩和含砾砂岩，有时细粒沉积物发育，局部可见膏盐层，砂岩中除见交错层理、冲刷充填构造外，可发育变形构造和暴露构造。
冲积扇在横向上，向源区方向与残积相、坡积相邻接，向沉积区常与沉积平原组合或风成 － 干盐湖沉积相接 ( 图 4. 9) ，与河流或湖泊、沼泽沉积呈超覆或舌状交错接触，有时也可直接与滨海 ( 湖) 平原共生，甚至有些扇体可以直接进入湖泊或海盆地的安静水体，形成水下扇或扇三角洲。

图 4. 9 冲积扇及其相邻沉积环境的横剖面示意( 据尼尔森，1969，转引自张金亮，2008)

济阳坳陷晚侏罗世三台期的古地理格局基本以冲积环境为主，区内被 NW 向孤西、罗西、车西、阳信、石村和滋镇断层分为 5 个洼陷。由于早 － 中侏罗世末期隆坳相间的古地理格局及 NW 向断层的重新活动，控制了晚侏罗世盆地的充填，物源主要来自湖盆的长轴方向，在 NW 向孤西断层的两侧以及湖盆的长轴方向发育有一系列冲积扇 － 河流 － 三角洲沉积体系 ( 图 4. 10) ，沉积中心已经向早、中侏罗世时的沉积中心的东北方向移动。

图 4. 10 济阳坳陷晚侏罗世三台期岩相古地理图( 据徐振中等，2007)

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