古流向分析
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发布时间：2022-06-01 10:20
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时间：2024-12-01 06:22
2.6.1古流向标志
古流向分析在环境的再造中具有重大价值。它不仅可以用来确定骨架沉积体的走向、圈定古斜坡、推测岸线走向、确定盆地的走向与位置，还可以按沉积物散布的样式探索盆地的结构与几何形态。进行古流向分析可以采用各种不同的方法，其中以定向的原生沉积构造最有意义，其他如无定向的结构特征、成分特征以及相变关系等也可以作为辅助性标志。
各种交错层理都具有识别古流向的价值，通过系统的测量和制图综合确定。交错层理的前积层方位代表古流向，但槽状交错层理的测量难度略大，应设法找出槽轴的方位。交错层理的方向不是漫无规律的，如果作在玫瑰图上，可以显示出优选方位。其方向的变化规律与其形成的具体环境有关。如在河道中，槽状交错层理倾斜方位代表河流流向，而河道中的横砂坝成因的板状交错层理，则可以与主河道方向有一定的夹角，即使槽状交错层理也可因河道弯曲改变方向，这种变化有的是暂时的、次要的因素形成的，有的则与环境有关。
在砂岩的底层面有许多印模，如槽模、沟模、纵向冲刷模等，这些印模的形成与流动的侵蚀及携带物的刻蚀有关。这也是一种很好的指向构造，特别是在浊积岩中，对查明浊流运动的方向具有很大的意义。另外平行层理上的剥离线理，也是一种很好的指向构造。
岩石内非球状颗粒的排列往往有优选方位，这些组构可以作为判断古流向的一种标志。如砾石的叠瓦状构造、砂粒的方位及定向的生物化石等。在水动力较强的浅水区，常出现砾石的定向排列及交错层，在深水及只有很弱的流水地区，也可出现砂粒及生物的定向构造，如在深水沉积中可以见到单枝笔石或竹节石的定向排列，它们的长轴按水流方向定向。又如海百合茎在水动力强的浅水地区破碎，而在较深水地区保存完整，并平行于水流方向。
对于非定向特征的标志，可根据碎屑粒度的减小、圆度的增加趋势等确定水流的大致方向。总之古流向分析可以提供沉积时的水流方向、沉积物搬运的方向、古斜坡的倾向与走向等。对区域的古流向研究，还可以获得关于盆地边缘的轮廓、物源的方向及盆地内沉积物分散的方式等重要资料。
2.6.2古流向与盆地分析
2.6.2.1岸线的确定
海岸地区由于受潮汐、波浪及河流的作用，岸线的位置处于不断的改变之中，即使现代的海岸也只能确定平均的、最高的或最低的岸线位置。岸线为海底斜坡的零等值线，当岸线与沉积或剥蚀的界线大体一致时，才能获得岸线比较确切的位置。因此在古盆地中只能推断古海岸线变化的范围。在确定古岸线时应注意以下几点:
1)有海滩、潮坪及潟湖等滨岸环境沉积物的分布，而且其中风暴浪形成的介壳滩、砾石滩代表海岸位置，砾石长轴方向和砂体展布方向平行岸线。
2)有海进、海退交互沉积的地带为岸线位置。
3)海相化石最后产出的确凿位置的上倾方向为岸线位置。
2.6.2.2碎屑物的散布样式与古流水体系
陆源碎屑沉积的骨架砂体的平面形态大都是流水体系决定的沉积物散布样式的反映。例如，河道砂、纵向充填盆地的浊积砂都是沿盆地倾向散布的条带状砂体(图2.28);滨岸砂体也是带状砂休，但与古水流指向和斜坡倾向呈直交;三角洲和各种扇积体是从点物源向盆地下倾方辐射散布的体系等。这些都可以通过制作定量相图确定。
图2.28 宾夕法尼亚纪沃伦斯堡砂岩的交错层理和砂岩走向(据Doty等，1962)
①1mile=1609.344m
沉积物单层(如一个浊积砂层、沉凝灰岩层等)厚度的变化，也可用来追索古流向。这种沉积层横向有明显的连续性，但厚度却随远离物源区而逐渐变薄。
2.6.3古流向的测量与资料整理
2.6.3.1古流向测量
(1)交错层理测量
主要测量前积层的产状(倾向与倾角)。在测量前首先应测得所在地层的产状，同时还要描述交错层理的类型及其他层理要素，登记于专门的表格之中(表2.14)。在具体测量时，要放在细层的中部进行。为了作图的需要，至少要测50～60个以上数据。选点应按研究目的与实际情况而定。
表2.14 交错层理测量登记表
(2)砾石测量
测量砾石的最大扁平面产状，方法与交错层理测量相似，但测量点必须在同一层位上，每个点上测的数目不得少于100个，并按表2.15的格式登记。在具体测量时应无选择地逐个进行。胶结松散时，可将砾石取出来，依其铸模产状测量。
表2.15 砾石测量登记表
(3)波痕测量
主要测量波脊走向、陡坡产状及波痕要素并登记(表2.16)。
表2.16 波痕测量登记表
(4)线状构造测量
包括各种底痕印模(槽模、纵向冲刷模、沟模等)、平行层理面上的剥离线理及冰川线理等。具体测法为，在层面上画出地层走向线，再画出线状构造的平行线，量出其与走向的夹角即可(图2.29)，无需校正。
2.6.3.2古流向校正
交错层理与砾石产状经过后期构造变动者，一律要利用吴氏网进行校正，恢复原始产状。其具体步骤如下(图2.30，图2.31)。
图2.29 线理构造的野外测量(据Briggs等，1967)
图2.30利用吴氏网恢复倾斜岩层中的交错层理或砾石的原始产状
图2.31 利用吴氏网恢复倾斜地层中的交错层理或砾石的原始产状
1)先在吴氏网上蒙一张透明纸，并在透明纸上描出吴氏网的仅有两条直线，标出东、南、西、北的方位。再根据吴氏网圆周上的刻度(每格为2°)，把交错层理或砾石的倾向方位角用一个小圆点“·”标在吴氏网的圆周上(图2.30a)。
2)以吴氏网中心为轴，旋转透明纸，使“·”位于赤道的端点上。若此点位于东半球，则转至东端点上;若位于西半球，则转至西端点上;若此点原来就位干正东或正西，则不用转;若此点位于正南或正北，则转至赤道的东端或西端均可。然后，以吴氏网赤道的刻度为坐标(每格2°，中心为0，端点为90°)，用一个小圆圈“○”，把交错层或砾石扁平面的倾角标在赤道上(图2.30b)。
3)再把透明纸转回原位。此时，“○”的位置即代表交错层理或砾石的产状，如图2.30c所示。
4)用与上述同样的方法，在透明纸上标出倾斜地层的倾向方位角“■”与倾角“□”，如图2.30c、d所示。
5)在地层层序正常(即不倒转)时，把位于赤道上的“□”移动至吴氏网的中心，移动的度数等于地层的倾角。与此同时，也把“○”沿其所在的纬度向同一方向移动同样的度数，并标以小三角形“△”(图2.30d及图2.31(1))。若当“○”移至吴氏网的边缘时，尚未移动够应移动的度数，则应从其所对象限的相同纬度的边缘向同一方向继续移动，直到移动够应移动的度数为止，这时再标上“△”(图2.31(2))。在地层层序倒转时，把位于赤道上的“□”先向赤道的端点移动，到端点后，再从赤道的另一端开始继续沿同一方向移动，直到移至吴氏网的中心为止;这时，“□”所移动的度数等于地层倾角的补角，即180°减去地层倾角的度数。与此同时，也把“○”沿其所在的纬度向同一方向移动同样的度数，并标出“△”(图2.31(3))。如果当“○”移至吴氏网边缘尚未移动够应移的度数时，则从其相对象限的相同纬度的边缘继续移动，直到移动够应当移动的度数为止，并标出“△”(图2.31(4))。
6)再把透明纸转到原来位置。此时“△”的方位角和倾角，即为校正后的交错层理或砾石的原始产状，亦即当地层为原始的水平状态时其中的交错层理或砾石的原始倾向和倾角。“△”的倾向方位角及倾角的求法同前(图2.30e、f)。
在上述的校正步骤中，有两个关键:①旋转透明纸，即把“□”旋转到赤道上，这一步相当于把倾斜地层的倾向旋转为赤道的方向，即向东或向西的方向;②把“□”移到赤道的*，这一步相当于把倾斜的地层放平，即放到水平的状态，使其倾角变为零;与此同时，也把“○”作相同方向相同度数的移动，让地层中的交错层理或砾石也跟着地层移动，从而恢复到沉积时的原始产状。
用这一方法所得到的结果，其误差不超过1°～2°，完全合乎质量要求。这个方法不需要什么特殊的设备，更不需要采集定向的标本，只要有一张吴氏网图纸和一张透明纸，就可以很快地得出校正数据。
2.6.3.3资料整理及图件的绘制
对每一个测量点上所测量的数据或校正后的数据必须进行系统的整理(一般是填入一定的表格中)，然后按适当间距将观测资料分组，据此编制成直方图或玫瑰图(图2.32)。玫瑰图的作法是先绘出一个适当半径的圆，将圆周分为360°，并标上东、南、西、北。再把校正过的交错层理倾向以一定间隔(如5°、10°或15°)进行分组。然后以一组的边界自圆心作放射线，按个数截取适当长度。
图2.32 直方图和相应的水流玫瑰图(据Potter等，1977)
对于线理，在玫瑰图上只需用直线表示出方位即可，若是矢量则标以箭头。
2.6.4古水动力条件的分析
古水动力条件系指沉积时期的波浪和水体的运动状况，此项研究是重建古地理环境的重要内容和有效手段之一。
(1)定向构造分析
不同类型的交错层理可以用来测量古水流方向。只有一个优选方向系单向水流所致，若有两个优选方向则系有周期性变化所致。
波痕的情况较为复杂。震荡波痕的走向大致与岸线一致;不对称波痕与水流方向垂直，其倾斜方向与水流一致。
一般认为浊流成因的底面印模构造(沟模、槽模等)在区域上是稳定的。槽模不仅能可靠地指示古水流方向，而且说明它是浊流冲刷侵蚀作用形成的。沟槽与槽模伴生时，能更加可靠地指示古水流方向。它们指示的水流方向常与构造线一致。
利用砾石优选方位分析古水流已取得较好的效果。
在砂岩中用定向薄片测定长形砂粒的定向性，据此可推断水流方向。考虑到砂粒小、方位稳定性差，一般应测300～400个颗粒以上。
泥岩中的长形碳化植物茎或叶的碎屑，沿层面密集定向分布，也是定向古水流所致。
(2)结构及成分变化分析
利用碎屑的粒度、圆度、球度和成分变化恢复古水动力条件，通常与物源分析是同时进行的。利用这方面资料恢复古水力系统的一般规律是:碎屑颗粒粒度随搬运距离加大而变小，圆度随搬运距离增加而增大。
碎屑组分(尤其是重矿物组分)的分散晕不仅有溯源价值，而且也是恢复古水流方向的标志。
(3)孢粉资料分析
孢粉含量变化可作为搬运距离的标志。同种孢粉等值线与沉积走向一致，其含量递减方向即为古斜坡方向。这种方法对于缺乏水流标志的泥质沉积物通常更有意义。将孢粉带入水盆的主要营力是流水和风，河口处孢粉浓度大，无河口的沿岸地区孢粉浓度则很低。
(4)厚度变化分析
一般情况下，地层厚度变化是沉降幅度的指标，与古水流方向关系不甚密切，但是碎屑岩单层厚度的变化往往与粒度的变化相一致，而有指示古水流意义。我国一些中－新生代沉积盆地的砂层等厚线变化一般都能反映古河流体系的范围和主要的水流扩散方向。
(5)编制水流体系图
编制古水流图主要应用重矿物组分、轻矿物组分、标志特征、粒度参数等，结合微量元素、有机碳、还原硫、三价铁等资料。
虽然古水流的局部变化是复杂的，但从总体来看又是有规律可循的。由于构造运动的继承性，古斜坡或古水系也有一定的稳定性和继承性。
如吐－哈盆地具有复杂的沉积搬运体系。在盆地南侧，沉积物搬运方向总是由南向北，表明觉罗塔格山是盆地的主要物源区;而在盆地北侧，博格达山自晚侏罗世开始隆起，构成盆地的另一新的物源区，沉积物搬运方向由北向南。在白垩纪及古近纪、新近纪，博格达山成为盆地的主要物源区(图2.33至图2.35)。
图2.33 吐－哈盆地三叠纪(T)古水流体系图(据林晋炎，1993)
图2.34 吐－哈盆地早侏罗世(J1)古水流体系图(据林晋炎，1993)
图2.35 吐－哈盆地中－晚侏罗世(J2+3)古水流体系图(据林晋炎，1993)
2.6.5水体深度及古地形的分析
(1)根据沉积物的分布规律
湖盆在正常沉积情况下，粗碎屑为浅水沉积形成，由浅水至深水，砂砾沉积减少，黏土质沉积递增，较深和深水区主要是黏土质沉积。
某些自生矿物(如海绿石、结核状磷矿、鲕状赤铁矿、铝土矿等)主要是较浅水的沉积产物。
(2)根据岩石的构造特征
沉积构造是反映水体深度及机械性质的良好标志。概括起来，盆地的深水、较深水区主要形成微细水平层理，连续韵律发育;深湖浊积岩具有复理石构造，槽模、沟模是其沉积标志;浅水地区层理类型多样，间断韵律发育，波痕、搅混构造以及侵蚀冲刷现象均较发育，干裂、雨痕、细流痕等层面构造主要是滨海(湖)相的标志。
(3)根据古生物标志
缺少遗体化石、以砂泥岩为主的地层，应用遗迹化石，如潜穴、足迹、爬痕，以及其他生物扰动构造，来确定古湖盆地的相对深度效果是良好的。
(4)根据地层的厚度变化
根据沉降补偿原理，以地层厚度(如为残厚要进行恢复)变化反映湖底沉降幅度和古地形的基本轮廓，以黑色泥岩百分含量变化反映水体的相对深度，也间接定性地表示了古地形起伏状况，其结果是划分沉积相的基本依据。当然这种分析方法主要适用于沉降与补偿较为适应的沉积盆地。
(5)根据地层的接触关系
古地形低凹处多为深水区，一般为连续沉积，地层间为整合接触。古地形隆起部位水浅，常处于波基面之上，易遭受水下冲刷。地层间出现冲刷面或沉积相不连续，地震剖面中出现局部不整合接触，也往往反映盆地内地形有起伏，或有古隆起存在。
(6)古地形与相特征
总结我国中、新生代盆地的古地形与沉积相特征，具有如下几种关系:
1)湖盆结构较对称、古地形较平坦者，岩性由滨湖至深水区由粗变细规律明显，相带呈环状，且较对称，沉积中心与沉降中心较一致，多位于湖盆*。
2)湖盆结构不甚对称、古地形不对称，亦不甚平坦者，岩性粗细和相带变化突然，水体深浅变化明显，如一些单断箕状凹陷，陡岸一侧洪积相砾岩可直接与深湖相泥岩相接，平缓一侧相带宽且平缓。
3)盆地内部的古隆起，及由盆地边缘向内延伸的古鼻状隆起附近，由于水下冲刷及机械分异作用，在深水及较深水相带中可出现岩性较粗的浅水相沉积。
总之，湖盆结构复杂，古地形变化大，则湖底切割较甚，岩性和岩相类型多样，相带间界限明显;反之，湖盆结构简单，古地形较平缓，则沉积物及相类型简单，相带之间也是过渡的。在油气勘探中，掌握上述岩性和岩相的分布和变化规律，进而认识不同成因类型砂体的分布，对预测含油有利相带至关重要。
