平台山砂岩——英格兰东北威斯特伐利亚B煤层中的河流侵蚀主控的舌状河口坝砂体

１８　海洋地质　２０１３年第３期　平台山砂岩　英格兰东北威斯特伐利亚Ｂ煤层中的河流　侵蚀主控的舌状河口坝砂体　Ｂｒｉａｎ　Ｒ．Ｔｕｒｎｅｒ，Ｇｉｌｌｉａｎ　Ｎ．Ｔｅｓｔｅｒ　摘要威斯特伐利亚Ｂ冲积煤层沿英格兰东北部Ｎｏｒｔｈｕｍｂｅｒｌａｎｄ海岸分布，该煤层由一套　向上变粗的粉砂岩、页岩、砂岩组成的决口扇层序所覆盖，其间夹有多层分流河道砂体（包　括有平台山砂体）。根据岩相体系结构分析和露头几何学特征，可以将平台山砂岩分为薄层状　砂岩、块状砂岩、异类岩和泥岩相组合，每种类型又包括７种岩相类型，其中３种砂岩相组　合具有不同规模的透镜状层或似透镜状层相伴生的界面特征，均具有典型的交错叠置模式：　（１）透镜体，表现为被一级界面隔开的单个透镜交错层；（２）透镜集合体，也叫透镜体群，　被二级界面隔开，其基本结构组成是块状砂岩相组合；（３）垂向叠置透镜体，也叫混合透镜　体群，由三级界面隔开。平台山砂体具有横向连续、不规则以及舌状表面的几何特征，它反　映了…种呈放射状１８０。分布的古水流模式，由一套厚约１４ｍ的向上变粗的海退层序组成，可　以认为是‘套进积到很浅的大约１４ｍ深的半咸水湖泊内分流河道中的复合舌状三角洲体系，　河流注入的浅湖内发育很多由牵引流产生的沉积构造，如交错层理和波纹交错层理，表明是　一种侵蚀占土导地位的三角洲。这４种相组合可以解释为河口坝环境中的某个独立部分，薄　层砂岩相组合代表了河口坝的主轴向系统，基底被侵蚀的块状砂岩相组合主要代表了水下分　流河道，岩性变化更大的异类岩相砂岩组合代表了河口坝中央，泥岩相组合则代表了远砂坝　外缘和前三角洲环境，在这种环境下，混合透镜体町以解释为很小的分散的河口坝舌状砂体，　它们的支脉和叠瓦状叠置模式反映了河道的距离或分叉——河道迁移、浅水或缺乏可容纳空　间。因此，透镜集合体可以认为是河口坝舌状砂体的单个增长部分，透镜体则可以认为是这　些集合体中的一个。因为河道迁移的频繁性，河口坝舌状砂体缺乏大面积的侵蚀，各种细粒　沉积物的沉积导致了舌状体滞留在原先沉积的几何形态中，为相邻砂体的偏移沉积和叠置提　供了便利条件，虽然三角洲复合体由补给水道的频繁决口维持着，但由于沉积物的同期压实　或局部构造所致的地层沉陷状态下，水下分流河道可以在高水位期或湖平面下降期因下切将　其破坏。　关键词　冲积体系结构河口坝砂体威斯特伐利亚英格兰东北部　１　简介　威斯特伐利亚时期，英格兰北部处于低地势、潮湿的海岸冲积平原环境，远离了开　阔海的影响，该地的出砂口受低起伏、低坡度的分流河道砂体所控制，而分流河道自南　部或西南部顺局部古斜坡流动，直接或者通过大量的形成于浅水（＜２０ｍ水深）的决口　扇的分流河道问湖泊一小型三角洲体系（Ｆｉｅｌｄｉｎｇ，１９８４；Ｈａｓｚｅｌｄｉｎｅ，１９８４：Ｃｈｅｎ，１９９０；　Ｂｒｉａｎ　Ｒ．Ｔｕｒｎｅｒ等，平台山砂岩　１９　Ｇｕｉｏｎ等，１９９５；Ｆｕｌｔｏｎ和Ｗｉｌｌｉａｍｓ，１９８８；Ｔｕｒｎｅｒ和Ｓｍｉｔｈ，１９９５；Ｏ’Ｍａｒａ，１９９５）进　行砂体供应。废弃的和迁移的三角洲被泥炭植被所覆盖，其后由于湖水淹没泥沼地，导　致了基准面的上升及可容纳空间的增大，在湖成沉积物之下保存了下来了，形成了薄层　的（＜１５ｍ）、煤项向上变粗的由泥页岩、粉砂岩和砂岩组成的三角洲层序（Ｔｕｒｎｅｒ和　Ｒｉｃｈａｒｄｓｏｎ，２００４）。威斯特伐利亚Ｂ煤层（Ｄｕｃｋｍａｎｔｉａｎ阶）在英国出露最好的地区沿　Ｔｙｎｅｍｏｕｔｈ和Ｓｅｍｏｎ　Ｓｌｕｉｃｅ之间的Ｎｏｒｔｈｕｍｂｅｒｌａｎｄ海岸线分布（图１，左上角）。　图１平台山地质概要图．展示的是平台山砂岩露头及研究区所在的位置，左侧顶部小插图展示的　是平台山位于Ｎｏｒｔｈｕｍｂｅｒｌａｎｄ沿海区域，右侧顶部小插图展示的是图３中实测剖面的具体位置．　Ｎｏｒｔｈｕｍｂｅｒｌａｎｄ地区出露层序出现在Ｈｕｒｏｎ和Ｈｉｇｈ　Ｍａｉｎ主煤线之间，其下部有　２７０ｍ厚的威斯特伐利亚Ｂ煤层（图２）。它由厚约１　１０ｍ的泥页岩、粉砂岩和砂岩组成，　各种岩性在垂向上叠置成向上变粗的一套层序，顶部由底土岩和煤线覆盖，中间夹有几　套明显的砂体，每一类砂体都可以根据它们所在露头进行命名（图２）。层序中分布最　广泛的是平台山砂岩，它沿Ｗｈｉｔｌｅｙ港湾南部０．３ｋｍ的海岸线分布（图１，左插图），下　部仅在低潮时在前滨和海堤出露，上部则暴露于海蚀崖低部位，大约５～１５ｍ高，走向　ＮＷ—ＳＥ，在海滨大路与海堤之间延伸约６００ｍ。海蚀崖处发育有岩相形态填图的理想露　头，它们为本文的研究提供了基础。平台山砂岩层序位于Ｌｏｗ　Ｍａｉｎ和Ｂｅｎｓｈａｍ煤线之　间（图１和图２），Ｌｏｗ　Ｍａｉｎ煤层在砂岩的底部被“冲蚀”过，在这一时期，平台山砂岩　２０　海洋地质　２０１３年第３期　的厚度为１４ｍ，沿海岸在Ｓｈｉｒｅｍｏｏｒ农场钻孔西南部约４ｋｍ处变为２４ｍ（图１，左上角）。　平台山砂岩被Ｈａｓｚｅｌｄｉｎｅ（１９８１）解释为低弯度的分流河道砂体，英格兰东北部的威斯　特伐利亚层序局部砂体也被认为是低弯度的分流河道砂体（Ｅｌｌｉｏｔｔ，１９７５；Ｆｉｅｌｄｉｎｇ，１９８６；　Ｇｕｉｏｎ和Ｆｉｅｌｄｉｎｇ，１９８８）。但是，Ｄｕｎｎｅ和Ｈｅｍｐｔ黯霾　Ｍ齿纪ｏｎ（１９８４）强调指出，这种解释可能　忽略了分流河口坝砂体，或者利用岩石记录判断为河道根本就是错误的，特别是近源和　远源相的关系很少被约束。Ｏｌｓｅｎ（１９９３）描述了格陵兰西部上白垩统Ａｔａｎｅ层序的河流　羼　　三角洲中的河口坝砂体，提到了它与分流河道砂体的相似性。　本文的目的是通过详细的露头岩相结构，作图和测井研究以及地下地质特征的研　究，证实平台山砂岩的沉积模型的存在。研究中采用远古时代与现今的沉积类比，对沉　积环境进行了重新解释，如平台山砂岩解释为河口坝砂体，而不是低弯度的分流河道砂体。　Ｓ　１０　ｋｍ　Ｎ　Ｍａｒｙ　Ｓ　ｅａｔｏｎ水闸　，　Ｓｅａｔｏｎ水闸北部＝；二　＝＝乏＝三＝｜　　Ｈ　¨ｉｓｈ　Ｍａ；ｎ磲线　●ｉ　—　＿－　－－　＿　－・———　＿＿——————。—＿竺巨三　　ＣｈａｒｌｅｙＧａｒｄｅｎｌｌｆ，＇戢　－　一　Ｇｒｅｙ　可１■曼　Ｅ　兰目一　憾胃　Ｙａｒａｒｄ￣　威　ｄ￣／ｌｆ圳ｐ　擞　＿＿嗣。叫　一壳带　　ｃ　Ｓｅａｔｏｎ隶螂砂　｝　ｍ攥线　厂］细　嚣ｌ　口纲　粉　Ｍａｒｙ　渺嚣　图２威斯特伐利亚Ｂ煤层和Ｔｙｎｅｍｏｕｔｈ及Ｓｅａｔｏｎ　Ｓｌｕｉｃｅ相关对比图，展示了在演变过程中主要砂　体的发育位置，箭头代表了由砂体沉积特征所确定的古流向，箭头是基于最小为２０个读数得出的　指向方式（据Ｔｕｒｎｅｒ和Ｓｍｉｔｈ，１９９５，修改）．　２沉积特征　平台山砂岩是一种中等分选的、细一中粒砂岩，局部含粗粒的中砾岩，其含云母、　富含自生高岭石长石岩屑砂岩和亚岩屑砂岩。薄片下的粒径分析表明，这种砂岩主要由　中粒和较少的细粒物组成（表１），粗砂含量变化范围４　～２８％。在详细测量露头形态　及其内部岩相结构的基础上认为，露头砂体可以分为４类相组合（图３）：薄层砂岩相组　合（ＦＡ．Ｆ），厚层砂岩相组合（ＦＡ．Ｇ），异类岩相组合（ＦＡ．Ｈ）和泥岩相组合（ＦＡ．Ｍ）。　各种岩相组合发育的地点见图１（右边的插图），研究区南部的海蚀崖及其相邻的海滩部　ＢｒｉａｎＲ．Ｔｕｒｎｅｒ等，平台山砂岩　２１　分的岩相组合分布见图４。　这４类相组合中一共可以识别出７种岩相（表２，见Ｔｅｓｔｅｒ，１９９１补充细节），各种　相的垂向上的内部岩相组合特征及其特殊相组合的比例关系见表３。　表１平台山砂岩的薄层砂岩和异类岩相组合的结构、组合及孔渗数据　相组　岩相　平均粒　分选　厶　样品　径（　ｍ）　ＦＡ．Ｆ　ＦＡ．Ｆ　Ｆ１　Ｆｌ　２１４　２１４　Ｏ．７７　０．８４　碎屑　颗粒　４９．６　５４．８　胶结物　原始孔　次生孔　总孔隙　含量（％）　隙度（％）　隙度（％）　度（％）　３４　３１．６　０．４　０．８　ｌ６．０　１２．８　ｌ６．４　ｌ３．６　估计渗透　率（ｍＤ１　４４．２３　ｌ１．２ｌ　ＦＡ．Ｆ　ＦＡ．Ｆ　ＦＡ．Ｆ　ＦＡ．Ｆ　ＦＡ．Ｆ　Ｆ＝Ａ．Ｆ　ＦＡ．Ｈ　ＦＡ．Ｈ　ＦＡ．Ｈ　Ｆ１　Ｆｌ　Ｆ１　Ｆｌ　Ｆｌ　Ｆ１　Ｆｌ　Ｆ１　Ｆ１　２５０　２５０　２１４　２５Ｏ　２５０　ｌ７７　ｌ２５　ｌ５１　ｌ５１　Ｏ．８４　０．８４　Ｏ．８７　Ｏ．８７　Ｏ．８７　Ｏ．８７　０．８７　０．８４　０．８７　５４．６　５４．０　５３．４　５３．６　５３．８　５３．８　３６．６　６１．０　５９．Ｏ　３８．４　３３．０　３１．６　２７．６　２８．２　３０：６　６２．２　３１．０　３３．２　Ｏ．６　Ｏ．４　Ｏ．８　Ｏ．２　０．０　０．Ｏ　０．Ｏ　０．０　０．０　６．４　１２．６　１４．２　１８．６　１８．０　１５．６　１．２　８．０　７．８　７．Ｏ　１３．０　１５．０　１８．８　１８．０　１５．６　１．２　８．０　７．８　Ｏ．３６　ｌ１．８６　１７．４　８３．６１　６５．４３　１４．６３　Ｏ．０　０．２５　Ｏ．２１　ＦＡ．Ｈ　ＦＡ．Ｈ　ＦＡ．Ｈ　ＦＡ．Ｈ　Ｆ１　Ｆ１　Ｆ１　Ｆ１　ｌ７７　ｌ７７　１５１　３００　０．８４　０．８７　０．８７　０．８７　６０．８　５８．４　５４．２　５７．６　２７．０　２４．８　４３．６　３２．０　０．４　０．０　０．０　０．４　ｌ１．８　ｌ６．８　２．２　ｌ１．８　１２．２　１６．８　２Ｉ２　１２．２　４．１６　２２．２２　０．００　１Ｏ．５ｌ　ＦＡ．Ｈ　ＦＡ．Ｈ　Ｆ２　Ｆ２　１７７　２５０　０．８４　０．８７　５１．６　５３．４　４０．４　２９．４　０．２　Ｏ．２　７．８　１７．０　８．Ｏ　１７．２　Ｚ３２　５０．６３　崧蝴　Ｃ　＾＿Ｇ　［］Ｆ’蔫天　窀精　砂豁　口Ｆ２。ｌ夺燃宜能　眵瓣　［］冈　设状＿跫镰　胖砂　团Ｆ４　妙艟　沉积构造　口Ｆ５　挣娄钳　一　－城硒挂　Ｅ　Ｆ７　内麟　辑嚣　●　’－　Ｂ　Ｆ＿Ａ．Ｆ　５　５　Ｄ　ＦＡ。Ｈ　圈　目艘欹甓锵　弹　目　圈炔棱构建　圈蹙肥戚袄膳　目　斯链扎　Ｅ　燃遵馒体　园桃街肆Ｊ　●　Ａ　Ｆ　３　３　～　Ｅ　、馨　Ｆ＾．Ｍ　２　：　・．　圈蔷篆　闩挫蚀断　ｔ．－－４突蹙峨　Ｏ　Ｏ　Ｏ　匿　件质站援　图３实测典型剖面薄层砂岩（Ａ，Ｂ）、块状砂岩（Ｃ）、异类岩（Ｄ）、泥岩相组合（Ｅ）（典型剖　面的位置见图１和图４）　２２　海洋地质　２０１３年第３期　、　～　…　．　ｌ　王三毯窜　——＿二　二　．　………　…一一……　：…＿１　．…………．………一一　＼　ＦＡ．Ｆ　一一　…　…　。・　ＦＡ　．Ｆ　ＳｓＥ　ｎ＝　５４　ｎ＝　１４　ＦＡ．Ｇ　１一　．、、＿　一　…　ｔ—　骞　ｌ、。　寸　二二：　＾』　≮　—　Ｉ乏　玉　乏ｊ　ｉ　：　；；　：　：；　ｏ．　ｏ：　：：　二≥　图４４岩相组合的分布和平台山砂岩的典型剖面位置（见图１１和图３）．剖面位置从Ｎｗ到ｓＥ与　图１１所示方向一致，ＡＡ和ＢＢ代表了多个薄层砂岩相组合的两端，这些典型剖面的具体细节如图３　所示．　２．１薄层砂岩相组合　薄层砂岩相组合是平台山砂岩的主要相组合，其最主要的特征是在露头上的“薄层”　特征特别明显，它位于泥岩或少量的块状砂岩相组合之下，其上部通常被块状砂岩相组　合所覆盖，但是，本文研究区南部薄层砂岩相组合的侧面被异类岩相组合所包围（图４）。　在该岩相组合内部，主要有小型（５５５　）和大型（２５　）交错层理砂岩相（Ｆ１，Ｆ２），异　类岩、波状交错层理砂岩（（Ｆ３）、碳质泥岩（Ｆ６）、砂质泥岩（Ｆ４）和内碎屑砾岩相（Ｆ７）　的总含量较小（＜ｌｌ１１％）（表３，图５），它们在横向上厚度变化很大，成透镜状的层状形　态，特别是交错层沉积（图６６Ａ）。该层组的透镜体的外形上下倾断块变薄，并楔入前积　层的正切面底积层中（图６６Ｂ），小型槽状沉积也能看到，但是属于非常次要的透镜体（表　２）。薄层砂岩相组合包含两类岩相：大型交错层理砂岩相（（Ｆ１ｌ）（图３３Ａ）和小型交错层　理砂岩相（Ｆ２）（图３３Ｂ）。交错层沉积透镜体表现为：厚度（图７７Ａ）上单个大型沉积体　的变化范围为０．３５～ｌ１．２ｍ，长度变化范围为１０￣～８５ｍ；：小型沉积体的厚度变化范围为　０．０５～０．３５ｍ，长度变化范围为５５￣～７０ｍ（表２）。虽然长度和厚度没有相关性统计数据（图　７Ａ），但是大型沉积体的长度和厚度随着粒度增大而变大（表２）。大型和小型交错层岩　相控制着部分相组合，使其在平面上的一个窄区域上从一种相向另一种相过渡。在这种　过渡相范围内，大型交错层相与小型交错层相之下经常遭受侵蚀，小型交错层相通过外　部过渡相区从侧向上嵌入大型交错层相之中，这种变化通常与其它相组组合有关，特别　是薄顶积层和披盖前积层。因此，与大型交错层相相比，它更像是异类岩的特性，这种　相组合的下部及上部前积层的方位角测定结果表明，Ｎ＿ＮＥ和ＳＳ－＿ＳＥ的分布十分广泛，　以东倾的为主（图４）。　２－２块状砂岩相组合（ＦＡ．Ｇ）　露头上呈块状外形，可以分为两个河道砂体侵蚀基底：一个在露头最北部边缘　（ＦＡ．ＦＡＧｌＩ），一个在露头最南部边缘（ＦＡ．ＦＡＧ２）（图４）。ＦＡＦＡ．Ｇ１砂体侵蚀边缘由于其暴　露在悬崖壁，该悬崖壁处薄层状砂岩相组合内被侵蚀切割了５５ｍ（图４）。两个露头砂体　Ｂｒｉａｎ　Ｒ．Ｔｕｒｎｅｒ等，平台山砂岩　２３　表２平台山砂岩中的层状砂岩（ＦＡ．Ｆ），块状砂岩（ＦＡ．Ｇ）和泥岩（ＦＡ．Ｍ）相组合的沉积岩相描述总结　岩相类型　及代号　描　述　透镜状交错层的排列呈镶嵌状，具有侧向偏移叠加模式；该层组之下的较薄侧翼先沉积下来。透镜体层系组　中单个透镜体形状横向延伸０．３５～１．２ｍ，单个层系组边界通常强烈地局部侵蚀；上边界具有轻微的起伏或在　水流平行剖面上呈上凸状；下边界更不规则，凹面与下部透镜体的形状一致；局部地区层组内有滞留砾石。　大型交错　前积层内部粒级凹面处明显变细，下倾方向的扁率从顶部的２０。变为底部的＜１０。；前积层从倾斜变为近于水　层理砂岩　平，底积层的正切面上伴生物的粒度没有任何的减小；波状趾积层；沉积物很少变形，上部被Ｆ２和Ｆ３透镜　（Ｆ１）　体相所覆盖。　ＦＡ．Ｇ交错层层组透镜体通常渐变为Ｆ２；透镜体边缘常被周围透镜体改造；普遍分布有碳酸盐胶结物；具有　水平节理和微断层活动，层组中发育趾积层细粒物质，前积层中分布有泥岩。　ＦＡ．Ｈ．主要限制在下部；单个层组内包含４～５个镶嵌状透镜体，可以达到Ｏ．８ｍ厚，１０￣２０ｍ长，被Ｆ３、Ｆ４　和Ｆ６分开：波状趾积层，局部发育变形的前积层。　槽状、切向基底的二维交错层层组，分布在层组中：呈剧烈的层状透镜体形态，镶嵌分布在透镜体中。其它　相常包括Ｆ３，Ｆ５，Ｆ７和Ｆｌ　细粒波状趾积层侧向上常发育Ｆ２，Ｆ３和Ｆ５透镜体群。　小型交错　ＦＡ．Ｅ主要的相类型；Ｏ．Ｏ５～０．３５ｍ厚，包含菱铁矿结核（直径３ｃｍ）和泥岩内碎屑，前积层长约５ｍ，其上　层理砂岩　游方向呈叠瓦状分布。　（Ｆ２）　ＦＡ．Ｇ限定在项部ｌｍ范围内；出现时常被Ｆｌ切断；是ＦＡ．Ｇ（北部）和上覆层ＦＡ．Ｅ的过度带的主要部分。　ＦＡ．Ｈ．通常分布在层系上部；单个透镜体常常与Ｆ３（有时候与Ｆ１）呈互层的镶嵌透镜体的复合形态出现：　侧向呈波状延伸的趾积层（约５ｍ）或Ｆ６和Ｆ４的波状顶面。　出现在趾积层和顶积层，２￣３ｃｍ厚，长度可达１７ｍ，内部见有Ｆ２，偶尔也能见到Ｆｌ。透镜状形态；Ｉ趾积层　波状交错　基底突变、顶部渐变；顶积层有突变一渐变底和突变顶：侧向上常被上覆的Ｆｌ和Ｆ２切割。　层理砂岩　ＦＡ．Ｇ上部保存最好，与ＦＡ．Ｈ．（南部）接触，位于ＦＡ．Ｈ＿之下；最北部因侵蚀缺失。　（Ｆ３）　ＦＡ．Ｈ．下部大部分在侧向上可以延伸至顶积层（１７ｍ长）。　ＦＡ．Ｍ．出现在侧向延伸的单元中（厚度可达５８ｃｍ），基底处局部强烈侵蚀；条带状的暗色和浅色的含碳质富　砂纹理；煤块透镜体和缺乏波纹；薄层宙碳泥岩披盖。　呈Ｆ１、Ｆ２和Ｆ３顶积层披盖式产出；底部突变，顶部剧烈侵蚀。顶积层披盖于下伏层之上，侧向上被其它相　切割；边缘被Ｆ１透镜体改造。　砂质泥岩　ＦＡ．Ｇ透镜状外形，长度＜ｌｍ，被下部的Ｆ１和上部的Ｆ２封闭。　（Ｆ４）　ＦＡ．Ｈ．以碳质或富含煤的生物扰动形态产出，披盖叠覆在Ｆｌ主控的ＦＡ．Ｈ．层局部之上；往北尖灭于Ｆｌ和Ｆ２　叠置的ＦＡ．Ｅ处。　ＦＡ．Ｍ．不完全出露，厚度约Ｏ．３２ｍ，基底为ＦＡ．Ｍ．；席状外形：侧向逐渐变为Ｆ３。　沿透镜状交错层及Ｆｌ、Ｆ２层系组边缘发育；底部和顶部突变，上覆岩相下部局部地区被侵蚀；可以与顶积层　异类岩　披盖状合并。侧向上的粒度与Ｆ２或Ｆ３相互楔接。　（Ｆ５）　ＦＡ．Ｇ在北部出现在ＦＡ．Ｇ的底和或顶部；底部呈透镜状，沿冲蚀凹地充填有ＦＡ．Ｅ，往北在侧向上穿过Ｆ３和　Ｆ７；侧向上上部延伸较长，呈透镜状，在Ｆ２面之上覆盖有侵蚀面。　与Ｆ４的形态及性质相似；在ＦＡ．Ｈ．和ＦＡ．Ｍ．中分布更普遍。　ＦＡ．Ｍ．在项部形成１２ｃｍ厚的单元；披覆在下部Ｆ２的顶部　ＦＡ．Ｅ基底被侵蚀，透镜状单元，厚２０ｃｍ，长度可达４ｃｍ，将Ｆ１和Ｆ２深切。包括泥岩（长度可达１５ｃｍ）。　碳质泥岩　煤化木和再沉积的直径Ｏ．５￣３ｒｎ的菱铁矿结核，分布于中等粒度的砂岩骨架中。它形成了交错层层序的趾积　（Ｆ６）　层和基底滞后；侧向上被切割，插入Ｆ１和Ｆ２之中。　内碎屑砾　ＦＡ．Ｇ单个为８．５ｃｍ长的透镜体，沿冲蚀凹地充填有ＦＡ．Ｇ（北部）。下部表面呈凹形，形成了Ｆｌ的侵蚀基底。　岩（Ｆ７）　在北部，侧向上被切割并插入Ｆ１中；在南部局部地区插入Ｆ５之前被Ｆ１侵蚀。大部分属于趾积层，少量的　与Ｆｌ联系紧密。　ＦＡ．Ｈ．逐步上覆并形成了厚约０．５８ｃｍ单元的顶，披盖沉降，沿顶面凹地充填；被Ｆ３披盖式覆盖：侧向上插　入Ｆ１。泥质碎屑呈低角度排列于前积层中，前积层包括平行的树叶和植物碎屑。　海洋地质　２０１３年第３期　都位于薄层砂岩相组合上部，其中最北部的砂体逐渐向上变薄并在薄层砂岩相组合的侧　向尖灭，薄层砂岩相组合将块状砂岩相组合顶部局部区域重新改造。它们之间的过度带　北部主要由小型交错层理砂岩相组成，而过度带南部ＦＡ．Ｇ２叠置于异类岩相组合之上，　逐渐或局部区域边缘界线突变明显（图６ｃ）。　块状砂岩相组合砂体主要由大型交错层理相（占所有相类型的８０％）组成，夹有少　量（＜６％）波纹交错层状的小型交错层理相、异类岩及内碎屑砾岩相（表３，图６Ｄ，　图８）。松软沉积物的变形结构非常普遍，其厚度不到ｌｍ，包括包卷纹理、微断层和波　状纹理。一般很难确定大型交错层理相反映了少量的粒度变化以及分布十分普遍的碳酸　盐胶结物，因为碳酸盐胶结物产生了明显的痘疱状的风化层组合。交错前积层通常会变　形，孤立分散在内碎屑泥岩中，特别是在内碎屑泥岩底部。交错层理在典型剖面的ＦＡ．Ｇ１　顶部特别明显（图４），这种典型剖面最上部由米级小型交错层理相组成。长度标绘图　表明：所有岩相类型的厚度（图７Ｂ）与薄层砂岩相组合相比，均在很大程度上表现为数　据聚类分析提高了细粒度岩相（Ｆ２和Ｆ３）的相关系数，这说明可以通过这些细粒度岩　相的厚度预测岩相发育的长度。粗粒岩相（Ｆ１）的长度与厚度的关系较难预测，可能是　由于当它们沉积时，水动力动态变化很大的缘故。　表３每种相组合中相组合与部分相类型及其比例的垂向关系　桎一组　肇高筻象念　器霜　纂　慧　扰　Ｆ１　０　２５％　罔嘲　Ｆ纠　Ｆ１Ｆ２　１　　匮　ＦＦＩ　讫Ｆ３Ｉ１Ｆ２誊５５％　Ｉ　　Ｆ２　臣冒　＝１：３。５１　－　椭２％　崮罔ＦＡ．ＨＩ　丹ＦＩ３　曰　回　心　ＦＩ　＝　．＿１　营　豳。卫　Ｆ２　同　萤Ｆ４　６　匮　目　Ｉ姻　ｔｌ　垦蚕Ｆ４＃Ｉ魄　豢　园　匡　ｌ　！　墼　受援栩　　～　Ｂｒｉａｎ　Ｒ．Ｔｕｒｎｅｒ等，平台山砂岩　２７　上具有相似的冲蚀，冲蚀面内碎屑很快分散在该界面之下，在薄层砂岩相组合发育处，　渗透率分别是８３．６１　ｍＤ及６５．４３　ｍＤ，比其它地方的薄层砂岩和异类岩相组合的都高（表　１）　。　２＿３异类岩相组合（ＦＡ．Ｈ）　这类岩相在平台山砂岩顶部发育，位于薄层状砂岩和块状砂岩相组合之下，沿着砂　体走向逐渐变为薄层砂岩相组合（图４）。这类岩相中大型交错层理相占主要地位（４５％），　小型交错层理约占２５％（图９），含有少量（＜１１％）砂质泥岩、波纹交错层理砂岩、　碳质泥岩、内碎屑砾岩（约有２５％的内碎屑泥岩成分）和异类岩相（表３）。大型交错　层理主要位于下部，小型交错层理主要位于上部，两类交错层理的界线之问是它们的过　度带，过度带以单厚层的碳质岩或含煤的生物扰动砂质泥岩为标志（图３Ｄ）。交错层组　的几何形态与薄层砂岩相组合中十分相似（图６Ｅ），除了这里，它们通常被薄层的波纹　交错层理砂岩、砂质泥岩和碳质泥岩相所分隔（图６Ｆ），单个砂体以正切面底部呈前积　状态，泥岩和内碎屑煤和松软沉积物的变形结构为主要特征。细粒度岩相，特别是砂质　泥岩，比薄层砂岩相组合和块状砂岩相组合中更普遍，尤其是在上部，比薄层状砂岩相　组合中的细粒岩相变化更广泛。在该类相组合的下部，前积层的方位角表明水体流向主　Ａ　棚　Ｆ１　Ｏ　ｎ＝６５　Ｆ２・ｎ　２７　Ｆ３・ｒｌ＝２２　栩廷系数《Ｒ）　Ｆ１　｝　Ｆ２　ｌ　Ｆ３　０。５７７　ｌ　０。４Ｏ８　ｌ　０。５６４　Ｂ　图７薄层状砂岩相组合和块状砂岩相组合的岩相长度和厚度比值图（见表２岩相分布）　海洋地质　２０１３年第３期　要呈ＳＷ－ＳＥ向，而上部则显示出较为明显的水体流向变化，其方位有ＳＥ、ＮＷ和ＮＥ，　典型剖面前积层方位角的测定结果表明，方位角的读数分布范围很广，但是存在Ｎ和Ｅ　两个明显的方位（图４）。　２．４泥岩相组合（ＦＡ．Ｈ）　这类相组合发育在砂体底部，仅在前滨的低潮线处出露（图４），它具有向上变粗的　层序，该层序由含砂质泥岩（３０％）逐渐向上变为波状交错层理砂岩（６０％），顶部由厚　约１５ｃｍ的碳质泥岩（１０％）所覆盖（表３，图３Ｅ）。泥岩在横截面上沿着典型剖面的走向　被位于薄层砂岩相组合上覆层底部的小型交错层理砂岩相所切断，一些波纹交错层理砂　岩包括砂岩、富含碳质的纹理，还含有含煤透镜体，局部含有孤立的波纹。泥岩相组合　是砂体下部泥岩和上部薄层状砂岩相组合的过渡带，由于露头的长度和深度有限，河床　的几何形态还不好确定。　图８块状砂岩相组合的露头形态和内在相构型（见表２的相描述）　３河床形态　通过各种露头照片的叠合进行河床形态的追踪，结果表面，透镜状的河床形态具有　各种规模，有些平行于古水流方向，有些垂直于古水流方向，具有似透镜状包裹体的水　流体系和相关的约束面（图１０）。这些透镜状的河床形态大多数在薄层砂岩相组合中以　及其它砂岩相组合中都非常明显，总体而言，它们控制了平台山砂岩的内部结构。它们　可以从大多数砂体内部的常规模型来区分露头（Ａｌｌｅｎ，１９８３；Ｍｉａｌｌ，１９９８），砂体的内　部结构通常比它们所记录的还要复杂。孤立透镜体的边界曲面有３种类型（图１０），一级　层序表面包裹着交错层的特定的单个透镜体，横切面上二级层序表面具有低角度，缺失　沉积再作用面，实际上代表了单个河床的连续沉积。　二级界面横切的三级界面角度很低，包卷了多个大型透镜状交错层，通常与小型交　错层理或波状交错层理砂岩相伴生。这种混合的似透镜状包裹体，下文特指透镜体群　３０　海洋地质　２０１３年第３期　（图１０），是相组合（特别是薄层砂岩相组合）中基本的构造单元，与Ｍｉａｌｌ（１９８５，１９８８）　粤　西文献中的复合体的概念差不多。它们以细粒的向上变细的成分层组为特征，这种组分在　④　垃　。◆＠－　尊侧向上的偏移叠置模式表明，透镜体下部侧面的似透镜状交错层组先沉积。透镜体群内　部的单一交错层组中一般为突变、没有侵蚀的基底，与下部层系的形状具有一致性，具　有轻微起伏或凸起层序边缘（表２）。波纹交错层理前积层粒度较细，很少有泥岩为主的　披盖沉积的泥质残留物，趾积层的细粒物质是该层组（特别是薄层砂岩和块状砂岩相组　合）的主要特征。顶积层细粒单元占优势时，超过６０％的砂体长度都＜５ｍ。大多数趾积　层细粒单元的长度都介于２～８ｍ之间，集中在２～４ｍ的范围内（图１　１）。在两类岩相之　间产生孤立的侧向过渡带，顶积层的披盖沉积物可能与下部层序边缘重合，但是顶积层　和趾积层泥岩很少贯穿于所有相组合之中，而是倾向于在透镜体群的边缘富集。　透镜体和透镜体群的一个主要特征是它们的边缘常常很难界定，因而很难确定哪里　是一个透镜体的末端，哪里又是另一个透镜体的开始。因此，侧向上的关系非常复杂，　大型交错层理相中内嵌的透镜体通常又嵌入小型交错层理相之中。在透镜体群内部，其　前积层方位角的主要流向变化范围可达￣ＪＪ７８。（图１２）。主要的三个层序界面上都有一些　垂向叠置的透镜体，侧向上偏移的透镜体群指的是这里有透镜体群的合并，一级界面到　三级界面的数量比透镜体群的数量大（图１０）。　ｌ－　～ｊ　　—　一｛｝翟腹　——３一嘏　①　卜　卜　卜　图ｌ０平台山砂岩中地层层次的几何构型和边界面，主要基于薄层状砂岩相组合的值给出了近　似的比例尺．　、　Ｂｒｉａｎ　Ｒ．Ｔｕｒｎｅｒ等，平台山砂岩　４井下资料　１９７０年，在Ｗｈｉｔｌｅｙ海湾海岸上　沉积物　有一口工程调查钻井，这口钻井穿透　沉秋物　了平台山砂岩，虽然这口钻井的记录　（Ｔｅｓｔｅｒ，１９９１，附录Ｃ）缺乏足够的　沉积细节来确定３Ｄ空间的砂体结构，　但是露头剖面附近的１２口钻井也提　供了充分的信息，包括起草了一套岩　性测井曲线，分析了研究区的相图（图　１３）。钻孔记录可以确认，平台山砂　岩的基底是逐步或局部被侵蚀，但侵　蚀接触带在侧向上没有持续性，而且　长艘（ｍ）　相邻钻孔之间独立追踪不到２０ｍ的　图１　１　薄层砂岩和块状砂岩相组合的顶积层和趾积　距离：在其它地方，泥岩主控的层序　层细粉砂（主要是泥岩）直方图　中包括粉砂岩和砂岩嵌入体。砂岩呈细粒到中粒，单个河床可以达到４０ｃｍ厚，含有泥　质的裂理或透镜体和内碎屑泥岩。透镜状河床形态为标准的地下岩相类型，从３口相邻　的钻井的相关分析来看，其透镜体河床的砂岩厚度可达４．５ｍ。　５沉积环境　平台山砂岩具有侧向连续、不规则、无线性、舌状地下分布形态（Ｌａｎｄ，１９７４）。　它形成于向上变粗的层序之中，其下伏的泥岩相组合覆于富含有机质的分流间湾和泥炭　沼泽沉积之上（Ｔｅｓｔｅｒ，１９９１）。其由垂向叠置，侧向分离的似透镜状交错层和层系组组　成，具有较高的宽／深比（图１０），测量结果表面，其古水流变化不大（图１２），被边界　曲面及其伴生的细粒沉积物隔开。但是，所有的细粒物的比例都较低，沉积体系中低部　位、低地势地区的似透镜状包裹体边缘优先保存了下来。虽然如此，这些细粒沉积物的　保存仍然与缺少主要的侵蚀面有关，似透镜状包裹体和主要交错层理反映了高能牵引流　和快速堆积的砂体相对短暂的沉积和沉积过程中的生物成因的改造作用。松软沉积物变　形特征的存在与引起沉积物溶解和不稳定性的主要的分流河道的疏松堆积砂体的快速沉　积作用有关（Ｒｏｂｅｒｔｓ，１９９７）。　平台山砂岩的３Ｄ露头表明，次级的小型河床具有强烈的弯曲形态，这种形态可能由　于３Ｄ顶部弯曲的丘状河床所引起，而大型河床常常很少具有这种弯曲形态。大型河床具　有很高的长／宽比　其变化范围为２５￣４４，类似于舌状沙丘（Ｓｉｎｇｈ等，１９９３）和低起伏　的简单砂坝（Ａｌｌｅｎ，１９８３）。依靠局部流动条件，河床和砂坝可以继续发展，最后演化　为类似于Ｓｉｎｇｈ等（１９９３）所提到的Ｋｈｏｓｉ河的沙丘。在短期的水流升降期（如单一的洪　水事件），河床可能朝着低流度的沙丘一平坦河床过渡系转变，部分长周期的洪水循环　可能形成透镜体群沉积（见后面的讨论）。层流的流动维持了相应的高流速，预示着这　些地区处于相对的浅水处，也并非完全不封闭。当河流的河道出现静水体时，通常发生　这种情况——河口下部半封闭的流动条件使沉积物的沉积速度提高，大部分悬浮的细粒　３２　海洋地质　２０１３年第３期　．．　≤薹套　藿　錾　Ｉ　量　Ｉ　…　图１２薄层砂岩相组合中的两个相邻的叠瓦状透镜体群指示的古水流　一一　、　豁漩　纳棱　图１３平台山砂岩的井口位置和岩性特征　Ｂｒｉａｎ　Ｒ．Ｔｕｒｎｅｒ等，平台山砂岩　３３　物质可能被搬运到盆地的河口坝并沿着河口坝远端边缘沉积下来。　在向南的古斜坡局部区域发育有３个主要的砂岩相组合沉积物，它们沿Ｅ、ＳＥ和ＮＥ　方向呈辐射状分布（图４）。这种呈１８０。的辐射状模式是三角洲河口的典型模式（Ａｌｌｅｎ，　１９８６），说明平台山砂岩可能受几条河流而不是仅受一条河流控制沉积。英国地质调查　局的地下钻孔数据揭示，线状河道砂体具有很小的宽／厚比，Ｌｏｗ　Ｍａｉｎ和Ｂｅｎｓｈａｍ之间的　煤层呈Ｅ—ｗ向展布，位于平台山西部约２￣３ｋｍ处，我们将其解释为一个大型决口水道，　一个向南部流动的主要分支河道所造成的天然堤决口，如图ｌ４所示。我们将平台山砂岩　解释为这种决口水道前面的沉积，形成了一种不规则的、舌状的复合决口扇三角洲系统　的前积作用，充填了浅水的、低能量的分流间湾的湖相沉积（图１４）。这种砂体可以在　横向上延￣２０ｋｍ，包含近端、中端和远端部分（ＭｊＯＳ等，１９９３）。类似的大型近端决口　扇河道Ｆｉｅｌｄｉｎｇ（１９８６）在Ｄｕｒｈａｍ煤层地区附近也识别出来过，它宽４００ｍ，长２ｋｍ。Ｃｏｌｌｉｅｒ　（１９８９ｂ，图４）也展示了Ｎｏｒｔｈｕｍｂｅｒｌａｎｄ煤田的威斯特伐利亚Ｃ期的１８ｍ厚的向上变粗的　分流间湾的决口扇／ｄ，型三角洲层序。密西西比河地区的类似的决口三角洲的厚度变化范　围为５￣２０ｍ，其覆盖的范围３００ｋｍ　（Ｒｏｂｅｒｔｓ，１９９７）０　平台山砂岩之下的层序（图２）可以解释为Ｈａｓｚｅｌｄｉｎｅ（１９８４）提出的河流控制的湖　泊三角洲泥岩，他认为大部分产煤区都是以这种方式沉积的。但是这类三角洲与平台山　三角洲有很大的不同，因为平台山三角洲的河口坝砂体的厚度一般＜２ｍ，细砂岩和粉砂　岩中常含有波纹和生物扰动构造。决口三角洲体系常常能见到下部的间湾沉积充填与泥　炭沼泽沉积的渐变关系或者是它们的突变或局部的低部位侵蚀，这种突变或侵蚀是由于　在河口坝前缘牵引流活动造成的（Ｆｉｅｌｄｉｎｇ，１９８２；Ｅｌｌｉｏｔｔ，１９８６），由于缺少支流，其　它的突变相的发育表明这里的沉积完全是在水下进行的。沉积物是广泛分布的浅水三角　洲体系的近源快速沉积部分，这种浅水三角洲体系与Ｖａｎ　Ｈｅｅｒｄｅｎ￣［１Ｒｏｂｅｒｔｓ（１９８８）描述　的ＡｔｃｈａｆａｌａｙａＺ角洲的概念类似。与中端或远端部分相比，近源部分的决口扇混合物砂　体均较厚，更狭窄以及呈透镜体状（ＭｊＯＳ等，１９９３）。　威斯特伐利亚冲积平原的分流河道是一种混合负载河道，包含了富含高粘结力的粘　土，因而具有相对稳定的特点，它仅仅是随着河道迁移而逐渐产生沉积（Ｇｕｉｏｎ￥［１Ｆｉｅｌｄｉｎｇ，　１９８８）。这种情况与平台山砂岩平面上复杂的几何形态说明决口扇系统可以活动很长时　间，因此，可以发育有大型的决口扇三角洲体系，并形成相对较厚的（１２～１４ｍ）混合　河口坝砂体建造，可以与Ｃｏｌｌｉｅｒ（１９８６ｂ）所列举的威斯特伐利亚Ｃ层序的例子相比。从　平台山砂岩的粗粒沉积物可以看出，主要的分支补给水道搬运了河床里面的主要的粗粒　物质，与威斯特伐利亚冲积／三角洲平原的主要的分流河道搬运细粒沉积悬浮物完全不同　（Ｆｉｅｌｄｉｎｇ，１９８６；Ｔｕｒｎｅｒ和Ｏ’Ｍａｒａ，１９９３）。主要的分流河道搬运河床的粗粒沉积物，　进一步说明决口扇的决口与其穿入河道供应系统深部具有一致性，或者说大量的河床物　源以悬浮物的形式被湍流所搬运。　６三角洲的发育与沉积　四类相组合形成了平台山砂岩，这种情况也可以解释为三角洲河口坝沉积环境的不　３４　海洋地质　２０１３年第３期　连续单元（图１４），因此，最主要的薄层砂岩相组合代表了河口坝体系的主要的、中轴　部分，基底被侵蚀的块状砂岩相组合代表了水下分流河道，岩性变化的细粒异类岩相组　合代表了河口坝的中部，泥岩相组合代表了河口坝的远端或前三角洲部分。　６．１透镜体群和透镜体群集合体　似透镜状河床的几何形状的沉积环境分层，一样可以分为空间、时间结构，分别代　表沉积包裹体的相关继承性。沉积包裹体的变分比例可以展示河道系统形成过程，不同　的变分比例表示了不同时期不同层次的河道，主要由规则、相对短期变分河道所控制　（Ｅｌｌｉｏｔｔ，１９８６；Ｂｒｏａｄｈｕｒｓｔ，１９８８）。因此，垂向叠置、侧向分离透镜体群集合体可以　用３个层序界面隔开（图１５），３个面分别代表了３次透镜体群集合体的大型河床的水　０　ＪＪ；ｌＪ【１１　｛ＦＡ　Ｆ　）　≯．　０　ｊｉ　农　分涟｝　ｊ连｛ＦＡ。Ｇ．）　④潮Ｉ｛域逑缘《ＦＡ　Ｈ，）　分漉　邀　淡｝ｊ　：秘酬述栩玎淘　图１４平台山砂岩的沉积模式，展示的是识别出的相组合的推测位置（编号１．４），指出细砂岩相　组合的数量（见表２）在异类岩和泥岩相组合中大量增加．　循环，３个层序界面代表了３次重要的河道迁移阶段。它们可以解释为小型不连续的河　口坝舌状砂体（图１５），这类舌状砂体沉积于河流的洪水位时期，这一时期低弯度的次　级补给河道的河床侵蚀控制了河口坝的沉积，这类次级补给河道形成了至少１００￣２００ｍ　宽，厚达８ｍ的沉积。我们知道这种舌状砂体在下一次主要洪水期，在河道的沉积物供　应量充足的情况下加积非常快（Ｒｏｂｅ，ｓ等，１９８０）。大量的叠瓦状叠加的并生河口坝舌　状砂体说明：（１）分流河道相对密集的间距，反过来又可能反映分流河道的低角度；（２）　河道快速、持续的迁移（废弃）、外延和分叉；　（３）深度较浅（容纳空间有限），湖盆　的低能环境（Ｐｏｓｔｍａ，１９９０，１９９５）。Ａｔｃｈａｆａｌａｙａ三角洲河口坝最初局限于分支河道的　位置（Ｖａｎ　Ｈｅｅｒｄｅｎ和Ｒｏｂｅ，ｓ，１９８８），分支河道控制了平台山河口坝的位置及形态，　Ｂｒｉａｎ　Ｒ．Ｔｕｒｎｅｒ等，平台山砂岩　３５　其规模的变化反映了河道面积及其水流扩散角度的不同，侵蚀主控的水流扩散角度大概　是１６ｏ～１７０（Ｗｒｉｇｈｔ，１９７７；Ｋｏｓｔａｓｃｈｕｋ，１９８５）。泄洪量充足，三角洲就向盆地方向　迁移，因此，高能、浅水、侵蚀控制沉积的区域，三角洲前缘可以延伸很远。河道的迁　移和改道之后，废弃水下河口坝（特别是沿着它的深部边缘）的薄层细粒沉积物的沉积　量减少，必然会将下部的河口坝的形态模糊化。河道的废弃和合并，使得相邻沉积的河　口坝舌状砂体变得很混杂，舌状河口坝砂体在内部变以相互超覆的透镜体群为特征。类　似的由单个决口河道形成的现代亚三角洲沉积，如密西西比河地区（Ｃｏｌｅｍａｎ，１９８１）、　Ａｔｃｈａｆａｌａｙａ地区（Ｖａｎ　Ｈｅｅｒｄｅｎ和Ｒｏｂｅ，ｓ，１９８８）的宽度可以达到２５００ｍ，可能需要数　十至数百年时问才能形成。　透镜体群可以认为是河口坝舌状砂体不连续生长的部分（图１５），它是向盆地方向　水流减弱后短期事件（可能是单个洪水期）的沉积物，有证据表明，它们的内部交错层　组合呈向上变细的趋势。古水流的细微变化和单个透镜体群以及少量的泥质细砂岩说明　了低弯度、不稳定河床系统的存在，这种单河道具有高宽／深比，层流深度相对较浅。在　流体流速突然变小之后透镜体群开始沉积，沉积过程中伴随有细粒的急剧变化的河床波　状项积层减薄，细粒悬浮物沉积，说明了流动的持续迁移性、加积作用体系的存在。Ｖａｎ　Ｈｅｅｒｄｅｎ和Ｒｏｂｅ，ｓ（１９９８）对比过叠置砂体与由洪水循环引起的向上变细的Ａｔｃｈａ￣ｌａｙａ　三角洲河口坝，之所以选择Ａｔｃｈａｆａｌａｙａ三角洲河口坝作为例子是因为它的层序薄、粒度　细。据Ｖａｎ　Ｈｅｅｒｄｅｎ和Ｒｏｂｅ，ｓ（１９８８）关于Ａｔｃｈａｆａｌａｙａ三角洲的文献，周期性的补给水　道的短期洪水泛滥的大强度导致了河流流量的变化，河口坝处的沉积物补给充足，这种　变化可能是季节性的，或者在较长时间跨度上记录了气候控制洪水事件，如ｌ０年时间的　洪水才能形成较大规模的三角洲（Ｖａｎ　Ｈｅｅｒｄｅｎ和Ｒｏｂｅ，ｓ，１９８８）。　棚始分流ｊＩＩ『ｊ苴　Ｆ２）　Ｅ　ｏ　一ｌ　窆＝二＝三至至　＿　＿＿＿－—　－　＿＿＿－　＝＝＝：＝＿　＿　—一　一　②透镜捧群（　ｌｊ坝　状砂体　琏　Ｋ部分）　图１５平台山砂岩中透镜层几何形态的解释概念模型（河床形态和体系边界面详见图１０）　３６　海洋地质　２０１３年第３期　６２河口坝　６．２．１河口坝形态的控制因素　透镜体群集合体的叠置模式和规模表明，河口坝沉积时的地形控制了其沉积形态，　在压实过程中得到强化；也有可能受河道高迁移率的控制，这些都是很多侵蚀主控三角　洲的特征要素（Ｂｈａｔｔａｃｈａｒｙａ和Ｗａｌｋｅｒ，１９９２），由于缺少大范围的侵蚀和舌状沉积物　的快速改造，低流量细粒物质的沉积，导致了舌状沉积体保持了原始的沉积形态。因此，　如果侧向发生倾斜的话，似透镜状舌状砂体也会在侧向发生偏移，这种情况Ｎｅｍｅｃ等　（１９８８）在Ｓｐｉｔｓｂｅｒｇｅｎ地区白垩纪河１２１坝砂岩中有记录，Ｒｏｂｅｒｔｓ（１９９７）对密西西比河　湖成三角洲区域也进行了分析。　６．２．２河口坝演化　平台山决口三角洲体系的概念模型见图１６。泥岩占优势的相组合沉积在决口水道远　端，当该沉积体系向湖盆方向进积时，泥岩在河口坝复合体远端尖灭（图ｌ６，阶段１ｍ３）。　砂岩和泥岩的交替出现反映了水流的不稳定性阶段，砂岩代表了高水位时期河口所携带　的大量的砂质物质，泥岩则代表了正常背景下的沉积，是两期高水位之间的悬浮颗粒的　主要沉积物。与钻孔相邻的露头上可以见到主要的砂体之下砂岩透镜体被泥岩层序所包　围（图１３），这种情况可以解释为，小规模的早期的河口坝舌状体的是三角洲稳定但缓　慢的初始发育阶段中高水位时期的周期性砂质侵入所形成的（图１６，第１阶段），先于　决口和三角洲快速发展的主要阶段（图１６，第２阶段）。很多浅水湾三角洲都具有类似　的初期阶段的增长模式（Ｖａｎ　Ｈｅｅｒｄｅｎ和Ｒｏｂｅｒｔｓ，１９８８）。　河口坝的深切以及窜槽作用的产生，会导致河道在砂岩相中大规模的取直加深（图　１６，第３阶段），虽然北部边缘的露头（图４，ＦＡ．Ｇ１）与其它相组合相比，具有更明　显的单向的、封闭的古水流流向的特点，大量的交错层理表明，在河床充填的沉积过程　中，侵蚀仍然是主控因素。似透镜状交错层理形态说明它与薄层砂岩相组合具有相似的　水动力条件，大型交错层理表明了其剧烈的层流深度和高能环境使得其与低能水动力条　件区分出来，除趾积层细砂岩外，粉砂岩和泥岩很少能够保存下来。造成这种切割作用　的原因还不能确定，因为缺少充分的上游的露头，但是可以确定的是：　（１）较大的、低　频率的、反常的大量的洪水提高了向盆地方向的河口坝砂体横断面的进积速度，（２）湖　平面的下降，低位河道切割了近源的河口坝砂体（图１６，第３阶段）。　异类岩相组合下部的大型交错层层序的沉积由于流量的突然中断而停止，河道暂时　废弃并沉积了悬浮泥质沉积物（图３Ｄ３￣ｏ之后高能水流将原先沉积的相组合中的小型交　错层层序的内碎屑带入后，泥岩遭受了改造和再沉积（图３Ｄ），高能水流由于流量减少　而停止，沉积了厚层的砂质泥岩，从而进入了另一个沉积阶段。这种流量的局部变化，　水流能量向上的叠覆减弱（从上部岩相组合的古水流模式的变化可以判断），指示了活　动的舌状沉积体的变化，河道的迁移和废弃使水流的流量减少，舌状体边缘接受沉积（图　ｌ６，第１—２阶段）。　Ｈａｓｚｅｌｄｉｎｅ（１９８１）记录了Ｃｏｌｌｙｗｅｌｌ　Ｂａｙ北部的平台山（图１顶部插图）向上变浅　的分流间湾充填层序，他认识到间湾充填过程中地下潜流密度和惯性流主控的河口的可　Ｂｒｉａｎ　Ｒ．Ｔｕｒｎｅｒ等，平台山砂岩　能影响，与淡水湖泊中是一样的。平台山河口坝砂体沉积时这一过程很难实现，因为在　某一地点，水流流动过程中基本上完全控制了河床侵蚀，而不是像密西西比河三角＂ＮＮ　样低流速阶段（Ｃｏｌｅｍａｎ和Ｗｒｉｇｈｔ，１９７５），也不像英格兰北部石炭纪的纳缪尔三角洲　（Ｍａｒｔｉｎｓｅｎ，１９９０）。Ｃｏｌｌｉｎｓｏｎ（引用Ｍａｒｔｉｎｓｅｎ，１９９０）论证过，分流河道中洪水泛滥　的低频率是河口处河床侵蚀过程的主要控制因素。　６．２．３气候影响，洪水排泄和洪水量　古植物学和沉积学的证据（Ｓｃｏｔｔ，１９７８；Ｂｒｏａｄｈｕｒｓｔ等，１９８０）表明，煤系形成时　候的气候以有规律的周期性的高降水量和流量（Ｆｉｅｌｄｉｎｇ，１９８４）与高频率的有规律的流　量排放为特征。而且，煤层组中潜育化的古土壤的存在（Ｇｕｉｏｎ和Ｆｉｅｌｄｉｎｇ，１９８８；Ｂｅｓｌｙ　辩ｌ除段ｔ决¨　硒　系境　水　蜕婊镄悭　断裁　输隘　磊　图１６平台山决口扇系统演化概念模式，从开始、海退、海侵到废弃，注意水下分流河道可能发　生下侵（ＦＡ．Ｇ１，ＦＡ．Ｇ２）的两个阶段（第３阶段）．　３８　海洋地质　２０１３年第３期　和Ｆｉｅｌｄｉｎｇ，１９８９）以及漫滩沉积层中韵律夹层（Ｆｉｅｌｄｉｎｇ，１９８４）表明，河道和泛滥平　原常发生有规律的季节性洪水（Ｄｕｂｉｅｌ，１９９２）。我们在这里想讨论的一个更重要的因　素是大量的沉积物的搬运如河床和河床中特殊的粗粒物质（Ｂｏｇｅｎ，１９８３；Ｏｒｔｏｎ和　Ｒｅａｄｉｎｇ，１９９３；Ｐｏｓｔｍａｎ，１９９５），河流的层流流动过程中抑制了悬浮颗粒的搬运，理　论研究表明，与平台山砂岩相似粒径的砂，当剪切速度达到１．５￣５ｃｒｎ／ｓ　时，可以床沙　载荷方式被搬运（Ｋｏｍａｒ，１９８７）。　威斯特伐利亚期的气候是季节性潮湿气候，具有充足的年降水量，保证了终年的水　流有规律的流动（Ｆｉｅｌｄｉｎｇ，１９８６）以及茂盛的植被。但是冲积平原缺少了最重要的地势　起伏变化（Ｏ’Ｍａｒａ，１９９５），这可能是限制洪水量的最重要的因素。比如在Ａｔｃｈａｆａｌａｙａ　三角洲，在三角洲发育早期反常的大洪水起了非常重要的作用，它增加了砂质悬浮物质　的负载供应量，在河口坝砂体的顶部形成了特别厚的水下和陆上天然堤沉积（Ｒｏｂｅｒｔｓ　等，１９８０；Ｖａｎ　Ｈｅｅｒｄｅｎ和Ｒｏｂｅｒｔｓ，１９８８）。与平台山河口坝砂体相关的沉积缺乏天然　堤（Ｏｌｓｅｎ，１９９３），河床相对规模较小且简单（表２），也缺少重要的内部冲刷面，支　持了平台山三角洲进积过程中反常的大洪水很少发生的观点。而且，可以确认在河床控　制的河道内部很少发育天然堤（Ｏｒｔｏｎ和Ｒｅａｄｉｎｇ，１９９３），特别是在快速迁移的河道，　它进一步促进了河道分支以及舌状三角洲系统的发育。但是，控制河床侵蚀河口坝沉积　过程的其它参数包括低沉积速率的斜坡、河口坝附近的浅水区和湖水的盐度（Ｈｙｎｅ等，　１９７９：Ｐｏｓｔｍａ，１９９５）。Ｈａｓｚｅｌｄｉｎｅ（１９８４）和Ｆｉｅｌｄｉｎｇ（１９８４）指出，威斯特伐利亚Ｂ　三角洲的沉积学根据是淡水湖泊三角洲，而且其沉积斜坡＜５。，属于低沉积斜坡。而Ｃｈｅｎ　（１　９９０）和Ｓａｍｕｅｌｓ（１９９３）在相同层序中的煤系泥岩的地化研究结果表明，该湖泊属　于不稳定的淡水湖一半咸水湖，但是具有低盐度，这也是一种季节性的特性（Ｂｏｇｅｎ，　１９８３）。这种盐度条件非常容易引起侵蚀过程，从而产生河１２１坝的中部沉积（Ｈｕｎｅ等，　１９７９；Ｏｒｔｏｎ和Ｒｅａｄｉｎｇ，１９９３）。　６－３间湾充填　在沉积过程中缺少地表相的部分，问湾充填（图１６）是进积过程中下沉速度相对较　快的一种情况，陡坡处更有利于形成这种沉积。这种观点与观察到的平行或垂直于流向　的剖面上发育的合并的舌状河口坝砂体具有一致性，从其形态可以推断出河道的快速迁　移以及与之相关的较厚的河口坝砂体和间湾泥岩（Ｈａｓｚｅｌｄｉｎｅ，１９８１）。下沉可能的原因　包括进积过程中同时代的富粘土相的压实（Ｒｏｂｅｒｔｓ，１９９７）以及断层活动。根据单个三　角洲层序的厚度可以粗略的估计水深，特别是快速进积、沉积物供给超过沉降以及盆地　形成过程中可以忽略剥蚀的三角洲的水深（Ｋｌｅｉｎ，１９７４）。通过这种方法计算出来的平　台山湖水的深度大约为１４ｍ，与Ｈａｓｚｅｌｄｉｎｅ（１９８１）估算的ｌＯｍ差异不是很大。通过与　Ａｌｌｅｎ（１９６８，图６．４）统计的薄层砂岩相组合中交错层层组（Ｆ１和Ｆ２）厚度综合对比，　我们发现该沉积体系轴向部分的水深变化范围为５～１８ｍ。　Ｈａｓｚｅｌｄｉｎｅ（１９８４）提出构造控制了沉降，因为三角洲侧向的断层控制了ＳＥ向分流　河道。相比之下，Ｇｕｉｏｎ和Ｆｉｅｌｄｉｎｇ（１９８８）、Ｆｉｅｌｄｉｎｇ（１９８６）指出，构造控制沉积的　时间仅仅处于Ｅ—Ｗ向主断层的局部复活时期；Ｃｏｌｌｉｅｒ（１９８９ａ，ｂ）则持另一种观点，他　ＢｒｉａｎＲ．Ｔｕｒｎｅｒ等，平台山砂岩　３９　推断在平台山与Ｓｅａｔｏｎ　Ｓｌｕｉｃｅ砂体沉积之间的时期，构造控制了向下的沉积界面（图２）。　Ｆｉｅｌｄｉｎｇ（１９８４）认为Ｄｕｒｈａｍ煤田局部地区少量垂向叠置的河道砂体是断层控制沉降的　结果，平台山砂岩软沉积物层的变形特征（表２）与附近的９０一Ｆａｔｈｏｍ断层活动有关（图　１）（Ｊｏｎｅｓ，１９６７），这条断层造成了横跨英格兰东北部Ｎｏｒｔｈｕｍｂｅｒｌａｎｄ盆地石炭系南　部边缘的地壳软弱地区的主要变形。构造过程是威斯特伐利亚Ｂ沉积层的主要影响因素，　这一点在Ｎｏｒｔｈｕｍｂｅｒｌａｎｄ盆地（Ｃｏｌｌｉｅｒ，１９８９ａ，ｂ）和北海南部（Ｏ’Ｍａｒａ，１９９５）的有　关文献可以看出来。因此，同时期的构造活动以及相邻的９０－Ｆａｔｈｏｍ断层的再活动（图　Ｉ）（Ｃｏｌｌｉｅｒ，１９８９ａ），为局部的高沉降率以及很厚的平台山河口坝砂岩和前三角洲泥　岩的发育提供了最好的解释。　［翻　译］　冯常茂译自ＢｒｉａｎＲ．Ｔｕｒｎｅｒ，ＧｉｌｌｉａｎＮ．Ｔｅｓｔｅｒ．ＴｈｅＴａｂｌｅＲｏｃｋｓ　Ｓａｎｄｓｔｏｎｅ：Ａｆｌｕｖｉａｌ，　ｉｆ＇ｉｃｔｉｏｎ—ｄｏｍｉｎａｔｅｄ　ｌｏｂｍｅ　ｍｏｕｔｈ　ｂａｒ　ｓａｎｄｂｏｄｙ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｗｅｓ￣ｈａｌｉａｎ　Ｂ　Ｃｏａｌ　Ｍｅａｓｕｒｅｓ，ＮＥ　Ｅｎｇｌａｎｄ．Ｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙ　Ｇｅｏｌｏｇｙ，２００６，９７一ｌ１９．　［校　对］　杜民　［译者简介］　冯常茂（１９７９－－），男，博士，现在广州海洋地质调查局从事石油地质方面的研究工作．　通讯地址：广州市ｌ１８０信箱矿产所（邮编：５１０７６０）．