机械搬运和沉积作用

机械搬运和沉积作用_聚煤盆地沉积学

水是一种流体，要研究碎屑和粘土物质的流水沉积作用，必须研究流体流动的力学性质，特别是流体与其颗粒的力学关系。前辈的研究告诉我们，既要重视牵引流为动力的碎屑沉积机理，也要重视重力流特别是浊流沉积作用的理论研究。牵引流沉积作用主要是在陆上进行的（如在冲积扇、河流以及三角洲等），常表现为随水流流速降低和波浪能量减弱而出现由粗到细的所谓“沉积分异作用”导致的沉积物分布规律，通常将风的作用也纳入此列。而在海盆或湖盆深部“反常”出现的较粗沉积物，则是由水下重力流形成的。牵引流和重力流两种沉积作用是理解碎屑岩石形成机理的钥匙。

一、牵引流沉积作用

由于流体运动（或流动）引起了碎屑颗粒的运动，或以一定水动力（推力或上升力）拖曳（或牵引）带动碎屑颗粒搬运的水流称为牵引流（tractive current）。河流、海流、触及海底的波浪和潮汐流等都是牵引流。

1.碎屑颗粒搬运方式

按碎屑物质或颗粒与所在流体的力学关系，颗粒在流体中明显地具有三种搬运方式，即滚动、跳跃和悬浮（图3-1）。有人将滚动和跳跃方式称为床沙载荷，将悬浮方式称为悬移载荷。

图3-1 牵引流三种搬运方式（据何镜宇和余素玉，1983）

a.滚动式；b.跳跃式；c.悬浮式

（1）滚动搬运：滚动搬运是介质底部牵引产生的最简单的搬运方式。假定颗粒是球形的，停留在平滑的底面上，水力直接作用于颗粒向上游的一面。因为底部有摩擦阻力，所以作用于其顶部的流水比其下部的流水速度更快，推力更大，故颗粒搬运方式趋向于滚动。

计算和实际观察表明，推动更粗的砾石需要更大的力。在流速一致的情况下，较粗的砂比粗的砾更容易移动；而当河流的流速下降，最粗的颗粒因推力减小而总是首先沉积。

（2）跳跃搬运：碎屑颗粒顺流时沉时浮，称跳跃搬运。引起颗粒跳跃的条件是：①底部不平，使颗粒碰撞底部障碍物或其他颗粒而激发的向上弹跳力；②主要由流速引起的顺流推力；③水流引起的上举力（或扬举力），此种力一是起源于紊流的向上涡流，一是起源于颗粒附近流速变化引起的压力差。

跳跃搬运可以用伯诺利方程（Bernoulli equation）来解释。伯诺利方程表明，当流体流经一圆柱体时，沿着流线方向的能量的分量总和，即压力、水头以及速度的总和必为一个常数：

式中：P——压力；ρ——水的密度；V——流速；gy——水头（y是位置的高低度）。

速度大处压力低，反之压力高，形成垂直向上的压力差。这种压力差有充分的能力把颗粒提举起来。但是，一旦颗粒上举，周围的流线几乎对称，上举力也就接近于消失，随之颗粒跌落水底。这样反复进行，颗粒就跳跃着被向前搬运。

根据Krumbein和Sloss（1963）的研究，在颗粒跳跃搬运过程中，其跳跃高度在空气中是水中的800倍左右。Kalinski（1941）认为颗粒在水中的跳跃高度与颗粒及介质的密度有关。即

（3）悬浮搬运：颗粒被水流带起，在长时间内很难下沉的状态称悬浮状态。呈这种状态搬运颗粒的方式被称为悬浮搬运，或悬移载荷。

只有当碎屑颗粒的垂直速度的变动大于沉降速率时，才有可能呈悬浮状态进行搬运。实验结果表明，只有沉降速度小于平均速度的8%的颗粒才能成为自由悬浮的状态，即悬浮搬运的大致临界标志是流水的平均速度至少是颗粒沉降速度的12倍以上。

悬移物质通常是细粉砂级以下的颗粒，而且细粒沉积物一般比粗粒沉积物分布得更均匀。对于粒度较大的颗粒，只有较大的涡流才能使其呈悬浮状态。在自然界，悬浮颗粒在不同水动力强度的水中都可见到。这一事实表明，影响碎屑颗粒呈悬浮状态的因素不仅是颗粒大小，还有一个重要因素是流体的运动学特点，即与水的流动状态属层流或紊流有关。

此外，沉积颗粒的悬浮还与其形状有关。一般情况下，球体比其他形状更不易悬浮，而片状颗粒因其摩擦阻力相对较大，更易悬浮。

2.流体力学与沉积作用过程

碎屑颗粒在流水中的搬运与沉积，主要与水的流动状态有关。如流水的性质，是层流还是紊流，是急流还是缓流。这些流体的动力学特征，常用两种无量纲数值来表示，即雷诺数（Re）和福劳德数（Fr）。

Re（Reynolds number）表示水流惯性力与粘滞力的比值的量。它是判别层流与紊流状态的指标。

在管流条件下，式中：u——通过管道的平均流速；d——实验管道的直径；ρ——流水密度；μ——流水粘度。

根据雷诺数（Re）的大小，可指示不同的流动状态，如：Re＜500为层流；Re＞2 000为涡流；Re在500～2 000之间为层流和涡流之间的过渡流。

但是，对于天然河流来说，其临界值范围是500＜Re＜1 500。所以，天然河流的水流经常都是紊流。

Fr（Froude number）是定量判别水流三种流态（急流、缓流和临界流）的标准。这三种流态可以出现于河流、海洋和湖泊中。不同流态可产生不同类型的床沙形体（指沉积物呈床沙形式搬运，这些床沙表面随着流体流动强度的变化，相应地出现不同的几何形态，又可称底形）。用下式表示：

式中：u——平均流速；g——单位质量水深的相对密度；D——水深。

Fr＞1时为急流，是惯性力起主导作用下的流动，代表了一种水浅流急高流态（high flow regime）的流动特点（如河流上游）。在这种水流状态中，水面的起伏和床沙形态的起伏一致，属同相位。床沙形态一般为平坦床沙和逆行沙波。当Fr值很大时，则床沙无堆积，而造成冲坑和冲槽。

Fr＜1时为缓流，是重力起主导作用下的流动，代表了一种水深流缓的低流态（low fl ow regime）的流动特点（如河流下游）。在这种水流状态中，水面波起伏与床沙形态的起伏是不一致的，呈异相位。床沙形态一般为沙纹、沙浪、沙丘、冲洗沙丘（低沙丘）。

Fr=1时为水流的临界流，是一种过渡流态（transition flow regime），其床沙形态为从低流态的沙丘过渡到高流态的平坦床沙之间的低沙丘。

森德伯格（Sundborg，1956）用图解表示了随着流水深度和流速的变化，层流与涡流所发生的范围，以及在不同的流速下，急流与静流的临界深度。前者以雷诺数表示，后者以福劳德数（Fr=1）表示（图3-2）。

沃克（Walker，1979）根据水介质的流动强度与所能滚动和悬浮的最大粒径之间的关系作出图解（图3-3）。如果某一水流携带具各种粒级的沉积物，其中对砂来说，要使其呈悬浮状态必须满足以下关系：

图3-2 随着水深与流速的改变，不同水动力状况特点的分布情况（据Sundborg，1956）

图3-3 随着流动强度的变化，流水所能悬浮和滚动的最大颗粒直径（据Walker，1979）

如图3-3所示，当水流强度为P时，它所能滚动的砾石最大粒径为8cm，所能悬浮的颗粒最大粒径为2.2mm。

这个图解可以解释很多地质现象，例如：

第一，由于曲线所代表的是搬运的临界强度。因此，当流动强度略小于P时，可使粒径为8cm的砾石与2.2mm的颗粒同时沉积，从而可能形成双众数的砂砾岩。

第二，当流动强度在P附近反复变动时，即属于持续的水流时，则可能形成砂砾质沉积与砾石质沉积的互层，其平均粒度应分别为2.2mm与8cm左右。

第三，如果流动强度急剧减小，则可能造成分选极差的多众数的砂—砾—粉砂—泥的混合沉积物。一般的高密度的重力流沉积就常具有这样的特征。

第四，如图3-3中虚线所示，沉积1mm的砂粒所要求的流动强度比沉积7cm的砾石时的强度要小得多。因此，平均粒度为7cm的双众数的砾石质沉积中，其孔隙中所充填的大小为1mm的砂不可能是同时沉积的，后者应该是在水流强度减小以后的一种孔隙渗滤充填物。例如冲积扇的筛积物就具有这种性质。

尤尔斯特隆（Hjulstrom，1936）研究了颗粒的侵蚀、搬运、沉积与水流流速的关系，并以临界速度与颗粒大小作出了相关图解（图3-4），发现颗粒大小与水流流速有着很密切的关系：

图3-4 经森德伯格修改过的尤尔斯特隆图解（据Sundborg，1956）

注：图示水深为1m情况下平坦河床上石英颗粒运动时的侵蚀、搬运与沉积的临界速度（1ft＝0.304 8m）。

第一，颗粒开始搬运（侵蚀）所需要的启动流速要比继续搬运所需要的流速大。这是因为启动流速不仅要克服颗粒本身重力的影响，而且还要克服颗粒彼此间吸附力的影响才有可能发生搬运。

第二，0.05～2mm间的颗粒所需要的启动流速最小，而且启动流速与沉积临界流速间的相差也不大。这就说明了为什么砂粒在流水搬运中最为活跃，它们既易于搬运又很容易沉积。故砂粒常常呈跳跃式搬运前进。

第三，对于大于2mm的颗粒，它的启动流速与沉积临界流速相差也很小，但是这两个流速本身却很大，并随着颗粒的增大而增大。这也正如在自然界里所看到的那样，砾石是很难做长距离搬运的，而多沿着河底呈滚动式推移前进，颗粒越大越是这样。

第四，小于0.05mm的颗粒，其启动流速与沉积临界流速值相差很大，所以粉砂，尤其是泥质颗粒一经流水搬运，即长期悬浮于水体中，很难沉积下来，大多数都是搬运到海洋或湖泊中比较安静的地带才能慢慢地进行沉积。

对沉积物而言，当其堆积体所受的剪切力大于其内部的抗剪阻力（指物体内部存在着抵抗变形的阻力）时，则沉积物中的颗粒就开始处于运动状态。所以剪切力是一种搬运动力，其来源之一是水流中的推力。水流推力总是平行于流动方向，除受水体流动状态变化影响以外，还与流体流速以及动力粘度和涡流粘度成正比关系。而流动状态也与流速有关，所以流速大体上可以代表推力。紊流中存在因扰动涡流产生的粘度（即涡流粘度），它与温度成反比，水温低则粘度增高，阻力也就越大。另外，流动状态也与悬浮的细粒粘土浓度有关。粘土与水混合的粘度大于清水的粘度，对悬浮质点的下沉有明显的滞迟作用。所以混浊的紊流可以产生更大的剪切力，混浊河流搬运砂的能力要比清水河流更大一些。

如果牵引流是河流，其搬运的物质称载荷，它通常以单位时间内流经某一横截面的物质的重量（或容量）来表示。载荷力和推力一起都是牵引流的搬运力。例如小河急流有推力可以移动大的砾石，但缺少载荷力不能搬运大量沉积物质。又如美国密西西比河的下游缺少移动砾石的推力，却有能携带巨量载荷的载荷力，每年有5×108t的沉积物进入墨西哥湾。

颗粒的沉降速度（settling velocity）一般与颗粒的粒度、相对密度、形状以及水介质的密度、粘度有关。碎屑颗粒在静水中下沉时，由于重力作用，开始时具有一定的加速度；随着下沉速度的增加，水流对颗粒的阻力增大；当阻力与有效重力恰好相等时，则颗粒以等速的方式下沉。在流动的水体中，沉降速度在很大程度上取决于流体流速的变化，当碎屑颗粒的沉降速度增大到一定程度的时候（如在悬浮搬运时，其沉降速度大于平均流速的8%时），就会发生沉积作用。鲁比（Rubey，1931）通过严格的实验测定出，石英砂在静水中的沉降速度（mm／s）为：极细砂沉降到约30m处需2h，而细粘土大约需要1a；若要达到约3 660m深的大洋底部，极细砂大约需要10d，细粘土则要100a以上。

3.水流动态和床沙底形

水槽实验是模拟天然水道水流动态和床沙形态实验，是在牵引流条件下进行的。吉尔伯特（Gilbert，1914）最早进行过这项实验。西蒙斯和里查德森（Simons和Richardson，1961）根据水槽实验把水流动态概念公式化，而且分出两种基本动态：低流态（或称下水流动态）和高流态（或称上水流动态）。

西蒙斯和里查德森对粒径小于0.6mm的砂进行大规模水槽实验，所用的水槽宽2.44m，长45.72m。使水在水槽平坦的床沙上流动，当流速和坡度逐渐増加到一定程度时，床沙就开始移动，形成一系列底形或床沙形体（指床沙表面的几何形态）。首先形成沙纹（或波纹、小波痕），波高小于5cm，波长一般小于30cm，最大不超过60cm。此时水的流速慢，水面平静，出现的波痕可以小到忽略不计。当进一步增加流速（50cm / s）时，形成大的沙丘或沙垄，又称大波痕，波高10～20cm，通常长度可达几米。水面出现波浪汹涌现象，但水表面的波动与床沙波动表面的位置不一致，属异相波。沙纹和沙丘都是低流态或下水流动态下的床沙形体，一般Fr小于1。再进一步增大流速或坡度，沙丘消失，形成平坦的床沙。在这个平坦的面上，沙的移动平行于水的流动方向。流动强度再增大，形成具有大致呈正弧曲线的逆行沙丘。逆行沙丘是指向上游移动的波浪状床沙形体，向上游一侧进行加积，下游一侧受到侵蚀。水面波和底形起伏是一致的，属于同相波，水的振动波幅较大，有时局部还生成高能量的破浪，最后加大流速，形成冲槽和冲坑，两者在水槽中交替出现。平坦床沙、逆行沙丘、冲槽和冲坑都是高流态下的底形，一般Fr大于1。

归纳起来，在水槽实验中，随着水流强度增大，底形出现的顺序为：无颗粒移动的下平底→小波痕（或波纹）→大波痕（或沙丘）→受冲刷的大波痕或沙丘→上平底→逆行沙丘→冲刷坑、槽（图3-5）。

根据以上底床类型、沉积物质的搬运方式以及底床与水面之间的相位关系，也可将冲积性河道中的水流动态分为低流态（Fr＜1）、高流态（Fr＞1）及处于二者之间的过渡流态（表3-1）。计算表明，在水深10m的情况下，要达到Fr=1，就要求水流速度为9.9m / s，这样快的速度只能在罕见的急流水中见到。在浅水环境中，一般只达到2m / s的速度。因此，在自然界中，急流通常出现在几毫米至几米深的水中。

图3-5 在稳定均一的水道底床上各种床沙底形的变化特点（据Simons等，1965）

表3-1 水流动态的分类及其特征（据Simons等，1965）

实验表明，影响床沙形体（或底形）最重要的因素是流动强度、平均流速、颗粒大小以及水流深度。索瑟德（Southard，1975）根据水流深度、流速、粒度等参数，分别以0.10mm、0.50～0.55mm以及1.15～1.35mm代表细、中、粗粒级作深度-流速图。图中表明，大约0.1mm的颗粒，随着平均流速的增大，床沙形体出现的顺序为：无运动→沙纹→上部平坦床沙，其中缺沙丘或大波痕。一般沙丘移动形成大型交错层理。故细粒砂中不能形成大型交错层理。0.1～0.6mm的砂出现床沙形体的顺序是：无运动→沙纹→沙波→沙丘→上部平坦床沙。大于0.6mm的粗砂，沙纹则在任何速度下都形成一种不稳定的外形，顺序是：无运动→下部平坦床沙→沙波，缺沙纹或小波痕，所以在粗砂岩中缺乏小型交错层理。其中沙波又称沙浪，属于沙纹和沙丘间的过渡底形。与沙丘相比，沙波比较长，具较低的波痕指数（波高／波长），直脊，形成时较沙丘低速。

4.风的搬运与沉积作用

风的搬运与沉积作用也是一种重要的地质营力，主要发生于干旱的沙漠地带。其类似于牵引流，但与流水作用具有重要区别。

（1）风只能进行机械搬运，仅搬运碎屑和粘土物质，不存在溶解物质的搬运和沉积。

（2）空气的密度和粘滞性都比水小得多，一颗石英碎屑相当于同体积水重量的2.65倍，但却相当于同体积空气重量的2 000倍，因此风搬运的最大粒度比水要小得多。根据巴格诺尔德（1941）的意见，沙漠砂粒度一般在0.15～0.3mm之间，没有小于0.08mm的颗粒，因为这些更细的物质作为尘埃，被吹扬到更加遥远的地方——深海盆地去了。温德华氏从散布在美国的沙丘所得到的42个样中发现，碎屑（砂）的粒度大部分在0.125～0.5mm之间。极特殊情况下可以粗一些，如秘鲁海岸的风成砂的粒度大部分都超过3mm。

（3）巴格诺尔德根据实验研究认为，风成砂的搬运方式主要是跳跃式，其次是表面挪动式。而且证明跳跃在松散砂表面的颗粒，少数飞扬可达1m高，大部分却是在离地表50cm左右搬运。按伯诺利原理解释，风流在颗粒上产生的举力足够大时，就发生跳跃式搬运。但颗粒在空气中移动要比在水中自由得多，而且活动状态也很不相同。因为空气的密度很小，一个飞扬的颗粒如果碰击在基岩或大石块上，它的跳跃就会像乒乓球一样，很少失去动能，而活跃得几乎像弹性体。如果这些碰撞的颗粒落在松散沉积物上，其能量消失在颗粒上，另一被碰撞细颗粒即被拋向空中。表面挪动搬运是指一些较粗的颗粒受到跳跃颗粒的碰撞，发生表面蠕动并推移前进。较细的砂以跳跃式搬运，甚至在跳跃很活跃时，大部分较粗的砂仍呈表面挪动搬运，更大的颗粒连挪动都非常困难，形成滞留沉积物，如沙漠砾石滩。

黄土是粒度小于0.01mm的碎屑物质，呈悬浮状搬运。

（4）由于空气密度小，在搬运过程中颗粒间的碰撞与磨蚀作用要比在流水中强烈，故风成砂磨圆一般都好。而且风的速度大，变化突然，密度很小，在搬运过程中风力的分选作用很强，能进行搬运的粒度范围很狭窄，故风成物一般分选性较好。风成的粗屑如砾石，常常遭到地面流砂磨蚀而具有一种特殊的棱面，通常称为风棱石，为风成物独特之处。

5.机械沉积分异作用

由母岩风化形成的碎屑物质，在牵引流的搬运和沉积过程中随流体速度和运移能力的变化，它们也按照粒度、密度、形状、矿物成分发生分异，依次沉积。人们将这种沉积作用称之为机械沉积分异作用（mechanical sedimentary differentiation），它主要受物理因素或受流体力学所支配。机械沉积分异作用是沉积学中一种重要的沉积作用和客观存在的沉积地质规律。图3-6是碎屑物质按颗粒大小（即粒度）和矿物的密度进行机械分异的图式。

从图3-6中可以看到，当河流流速逐渐降低时，碎屑颗粒即按粒度不同呈规律分异。近源的粗颗粒先沉积，细颗粒被搬运到远源处后沉积，即按砾石—砂—粉砂—粘土的顺序分布。这与多数河流上游到下游碎屑颗粒的分布规律极为一致。

从图3-6中也可以看到，当河流流速逐渐降低时，碎屑颗粒也可以按照矿物的密度不同而呈规律分异。沿河流流向，在碎屑粒度相近的情况下，重者先沉积，轻的后沉积。图3-7显示了一种沿纹层界面分异富集的重矿物分布规律。

此外，按碎屑形状也具有规律分异。即粒状颗粒近源沉降，片状矿物则可以被搬运到较远处，与较细的粒状矿物共生在一起。常在细粒沉积岩层面富集有较大的片状白云母，就是形状分异的结果。

机械分异作用适用于牵引流条件，对于金属与非金属矿物的富集有很大的影响。机械沉积分异作用进行得越完全，则碎屑沉积物的分异程度也就越高。如果原来的矿物成分比较简单，则常形成单矿物的堆积，石英砂就是一例。如果是多种矿物组成的碎屑物质（包括一些有经济价值的矿物），在机械分异下，往往是密度大而体积小的碎屑矿物同密度小而颗粒大的碎屑矿物混在一起。如很多含金砾岩，其中砾石可达3～5cm，而金粒却不过几毫克。南非Witwatersrand盆地的前寒武系金矿是典型的机械沉积分异作用结果。由于密度的关系，金趋向于集中在辫状河成因的河道充填物轴部和底部。Catuneanu（2006）通过层序地层学研究，认为基准面旋回下降期的界面形成过程对金矿床形成是有利的（图3-8）。

图3-6 碎屑颗粒按粒度（左）和密度（右）进行沉积分异的图示

注：右图中的数字是密度，单位为g / cm3。

图3-7 重矿物沿纹层界面的分布规律（焦养泉摄，2007）

注：图中虚线表示纹层界面，三角形所指为重矿物。注意重矿物在纹层和纹层组中的非均质分布现象。下方的a和b为上图方框的放大特写；渤海湾盆地歧口凹陷，板深35井，4 564.8m，Es32，单偏光。

由于机械沉积分异的结果，形成了由粗到细的碎屑为主的岩石，如砾岩、砂岩、粉砂岩和泥质岩等。同时在这些碎屑沉积物（河流条件下）中还可形成重要的金属砂矿，诸如金、铂、锡石、黑钨矿、独居石、金刚石、刚玉等。此外，从母岩区由河流带出，在近源-远源地区产生的这些碎屑沉积物，其中的矿物成分、颗粒大小、形状和密度的规律性变化，对于了解沉积物的源区、母岩性质、搬运条件以及恢复古地理和寻找有关原生矿床，了解矿床分布规律，都有很重要的意义。

图3-8 南非Witwatersrand盆地的金矿床在层序格架中的位置

注：产金层位有Zandpan、上Vaal、G. V. Bosch和Stilfontein底。沉积环境：三角洲（MB5、Vaal上部），河流（Witkop、Grootdraai、Zaaiplaats、Zandpan）和海侵浅海（Stilfontein、G. V. Bosch、MB4）。LST.低位体系域；TST.海侵体系域；HST.高位体系域；FSST.下降期体系域。

归纳起来，牵引流是一种因自身流动推力具有移动颗粒能力的水流，依流体性质属“牛顿流体”，即无强度，受微力可以变形。牵引流沉积作用特点：一是对碎屑具有明显的三种搬运方式，即滚动、跳跃和悬浮；二是服从机械沉积分异规律；三是碎屑结构发生明显变化。牵引流沉积作用一部分分布于陆上，如在冲积扇带、河流带以及三角洲带，另一部分分布于盆地的边缘带，如海洋或湖泊的沿岸带。

二、重力流沉积作用

重力流（gravity flow）是由重力推动的一种含大量碎屑沉积物质（包括粘土）的高密度流体。这种流体往往不被微小的剪应力改变形态，而成为非牛顿流体，有时被称为“假塑性体”。

在水体中，由于盐度的差异（如河口湾中的盐水楔）、温度的差异（如冰雪融水流入湖中形成的冷流、海洋中的寒流等）形成的密度差，都可产生密度流。在水体中含大量碎屑沉积物质的重力流也是一种密度流。

1.重力流基本特征

沉积物重力流发生运动的直接动力是由于作用在颗粒上的重力引起的，因而重力流基本上是沿斜坡向下运动的。当这种流体在斜坡上积聚的位能大于与底面或与水体界面的摩擦阻力时便产生流动，逐渐形成高速度的重力流。当该重力的下坡分量小于作用在颗粒上的各种阻滞力时则发生沉积作用。由此看来，重力流发育的先决条件是沉积背景要具有较大的落差，即具有较大的势能。在自然界，有四种环境重力流尤为常见：冲积扇或扇三角洲，特别是在地形起伏较大的环境中；海底扇，通常在海底峡谷的前端；在陆架型环境中纵向叠置的海底谷，亦即各种海底峡谷的近陆部位（Lewis，1982）；湖泊，尤其是断陷盆地成因的深水湖泊中通常也能发育重力流（李思田，1982）。

重力流的沉积过程常常是在一定位置上的整体沉积。在流动时，也呈保持明显边界的整体，所以有人把重力流称为整体流。重力流沉积物的结构通常表现出极差的分选性（图3-9），沉积构造以块状构造和少量交错层理为特征，底部通常具有明显的冲刷面。也有人把陆上的泥石流称为重力流，但大量有理论和实际意义的重力流沉积是在水下。这些盆地水体中的重力流虽然其过程各异，但它们全都组成了连续的统一体。

2.重力流的端元类型

Middleton和Hampton（1973）根据碎屑支撑机理，即碎屑呈悬浮状态的机理，将水下重力流分成四类：碎屑流（泥石流）、颗粒流、液化沉积物流和浊流（图3-10）。

碎屑流、颗粒流、液化沉积物流和浊流这四个种类都是理想端元，自然界常见的是中间型的混合过程，而且在搬运过程的不同阶段有不同的主要作用（图3-11）。岩崩——自陡峭的陆上或水下陡崖（如礁前或断层崖）上崩落或下落的碎块，构成一单独的沉积物重力堆积类型，因为它不是“流体”。滑塌（包括滑坡），也不是“流体”，因为它是大的固结块体的搬运。不过它们一般是先于、伴随着或紧跟着沉积物的重力流发生。

（1）浊流（turbidity current）：是一种混合着大量自悬浮沉积物质的浑浊密度流，并在水体底部成高速紊流状态的水流，也是由重力推动呈涌浪状前进的重力流。浊流中的颗粒主要是由流动液体中湍动涡流的上举力支撑的。

沉积作用开始时，相对粗粒的沉积物迅速下沉，形成块状分选差而常有正常粒序层理的沉积岩段（鲍马序列A段），紧接着又沉积了B段（平行纹层的）、C段（交错纹层的或包卷纹层的）和D段（平行纹层的）。B、C、D段的粒度逐渐变细，当粗颗粒优先沉积在低层段后，分选作用变佳。每个层段沿水流方向叠覆在先前的沉积层段之上。D段被E段所覆盖，E段代表正常“背景”作用下所形成的沉积物，一般为来自被动悬移的半深海或湖泊细泥。这种序列的沉积作用反映递减着的流态，而能量减弱中的牵引流可产生非常相似的序列。

通常情况下，完整的鲍马序列是较少的。因此，沉积层中A、B、C、D，B、C、D，甚至是C、D这样的纵向序列被广泛地认为是浊积岩的鉴定特征，但在鉴定每一种沉积物时还应当谨慎。

浊流可分为连续低速型和突发高速型两种。

连续低速型，或称洪积型。河流流进湖水时，在重力作用下，混浊层沿着湖底向坡下方运动。直到因摩擦损失而动能消散，悬浮的物质逐渐沉积下来，特别是较粗的颗粒先沉降下来。

突发高速型，通常是再沉积的或液化沉积物流转化的。例如，在海底峡谷头部，由如地震那样的地质作用所诱发，未固结的沉积物滑塌流动造成大量高密度悬浮体。这种类型的浊流可以划分为四部分：头部、颈部、本体部和尾部。在头部边界之内，水流环绕着头部发散和上扫，并有一系列大的漩涡扯开。所以，在这种浊流中，头部有较强的侵蚀力，在深部软泥底面上形成特征的冲刷痕和刻划痕，后又由本体部沉积保存下来。因此，最初的碎屑可以在头部保持其悬浮状态，这种情况一直延续到由于坡度变缓或流体变稀而造成普遍减速的时候。所以，浊积沉积物在水盆地深部的分布规律是基部集中了较粗粒沉积物，而到缘部逐渐与盆地背景沉积物相一致。

图3-9 重力流沉积物的微观与宏观含斑性特征

图3-10 水下沉积物重力流的类型（据Middleton和Hampton，1973）

注：水和沉积物颗粒之间不同类型的相互作用产生了运动所必需的流动性。

图3-11 沉积物重力流的一般成因和相互关系（据Lewis，1984）

（2）颗粒流（grain flow）：是在重力作用下，由高浓度的松散颗粒组成的沿斜坡向下运动的流体。它们断断续续地相互碰撞，碰撞力的上举分力起了支撑颗粒的作用。这个作用称为分散颗粒压力，在陡坡上它仅对分选的砂粒级颗粒起主要支撑作用。在沉积作用的最后阶段，当颗粒沉降时，粒间溶液的上升运动也提供某些支撑作用。

颗粒流沉积作用也是在一定位置上整体沉积的，同样具有明显的边界，呈较厚层或块状体。颗粒流不同于某些浊流的方面是：①固态（或碎屑）颗粒密度较高，主要是砂粒，泥少，含少量砾石，砾石时有“浮”于砂粒之中的现象。②颗粒流中含水分少，其作用是减少固态物质之间的摩擦。这种固态物质和少量水的混合，作为一种块状整体沿坡向下运动，所以具有块状流性质。③由于一种突然的震动，导致未固结的碎屑沉积物（主要是砂级碎屑）强度丧失而增大孔隙压力（孔隙压力是孔隙内流体的静压力）。这种增大的孔隙压力称超孔隙压力。由于超孔隙压力的存在促使沉积物“液化”（加入水分）。当然，再沉积的浊流也可以由液化沉积物流形成。但在流动过程中除了重力驱动之外，颗粒之间碰撞作用所传递的应力也是一种促使流体沿斜坡流动的作用力（似沙丘滑动面向下崩落的沙流）。

（3）液化沉积物流（fluidized flow）：是由下伏颗粒聚集物中逸出的粒间孔隙液体作为主要支撑因素的一种端元。

要发生液化作用，沉积物的原有组构必须为某种触发机制所扰乱。这样的液化沉积物流多半起始于相当陡的斜坡上，然而一旦发生运动，它们能够流过坡度较小的地段——尽管理论上流动的距离并不大。液化沉积物流也可出现于其他重力流的初始阶段和最后的沉积阶段。其低速时可能为层流，若受到足够的加速度，它们将成为紊流（从而成为浊流）。甚至出现脱水构造（碟状、柱状或席状构造）。当孔隙液由水和粘土（甚至还可能有粗颗粒）组成时，流体将支撑较粗的颗粒和（或）允许流动较长的距离。在这种情况下，支撑机制逐渐过渡为明显的碎屑流机制。

沉积物形成后其上覆沉积物的压力通过颗粒传递而使沉积物固结，这种压力称有效压力。沉积物本身还有一种孔隙压力，是中性压力，压力是通过孔隙溶液传送的。孔隙压力等于沉积物中流体的静水压力时，沉积物保持稳定平衡，如沉积物沉积较快，其中水分来不及排除，或者从外部渗进孔隙空间的水分过多，两者都可造成孔隙压力大于沉积物中流体的静水压力，因而大大降低沉积物的固结强度，甚至引起内部沸腾化。这样，沉积物中的流体就连同颗粒一起都将被向上移动，这时沉积物变得像流砂一样。然后重力作用把沸腾化的沉积物沿斜坡向下推动，便形成液化沉积物流。但是在流动过程中，孔隙压力将很快消散，液化沉积物逐渐变得没有什么强度，于是就发生沉积作用。这种沉积作用是由底部向上逐渐固结的，称为“冻结”，而“冻结”的沉积物密集程度很高。当然，液化沉积物流也可能向颗粒流或浊流转化。

（4）碎屑流（debris fl ow）或称泥石流：是具有所有颗粒支撑机制的混合沉积物重力流类型。

在大部分搬运作用和沉积作用阶段，碎屑流是一种层流。有人认为碎屑流在流动过程中的主要支撑机制是连续相（水加上粘土，再加上其他较细的沉积物，并由它形成最终沉积物的基质）的强度，这种特性不像真正的液体而更像低粘度的塑性体。分散相由搬运来的颗粒组成——其大小可从分选良好的砂至巨砾，还可有长达数十米（甚至数百米）的特大碎块。这种碎屑流的定义显然是过分简化了，因为其他的支撑机制或者是这些机制的复杂结合，在某些碎屑流中处于支配地位；而且如果碎屑流中颗粒的大小完全是过渡的，各种粒级数量又是大致相等的，那么将它定义为连续相是不切合实际的。分散颗粒压力、浮力（随连续相的高密度和负荷而增加）、逸出的孔隙液体、过剩孔隙压力（形成于液体已不易向上逸出之处）、颗粒间的支撑（在高浓集的碎屑流中它们几乎全部是瞬时的，颗粒间不断变化着的连续关系始终在流体的底床进行着），所有这些在碎屑流中都起作用，但比例不定。此外，还可能有牵引流，即水及细颗粒组成的液体起了高密度流的作用，推动较大的碎屑沿着河床运动。

3.重力流沉积物的属性

Lewis（1984）根据上述分类总结了常见的重力流沉积物的属性（表3-2）。Stow（1986）从垂向序列角度总结了滑塌沉积和水下重力流的基本特征（图3-12）。

表3-2 沉积物重力流的理想单元种类和属性特征（据Lewis，1984）

图3-12 滑塌沉积和各种水下重力流沉积中的成因单位类型及其垂向序列（据Stow，1986）