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地质

广西涠洲岛晚新生代玄武岩地幔源区及岩浆成因

涠洲岛作为我国最年轻的第四纪火山岩岛，其火山活动表现出多期、多旋回和多喷发中心的特征，但其地幔源区特征和岩浆成因依然存在争议。本文对涠洲岛玄武岩开展了详细的矿物学和全岩主、微量元素及SrNdPb同位素研究，以揭示其地幔源区特征和岩浆成因。涠洲岛玄武岩主要为碱性玄武岩，在岩浆上升过程，几乎未受到地壳物质的混染，经历了橄榄石和单斜辉石的分离结晶作用。轻稀土（LREE）富集、重稀土（HREE）亏损，轻、重稀土强烈分馏（（La/Yb）N=1442~2864），Nb、Ta明显正异常，显示出与洋岛玄武岩（OIB）相似的微量元素和SrNdPb同位素特征。SrNdPb同位素比值变化较均一，且呈现出亏损地幔端元（DM）与富集地幔端元（EM2）的二元混合趋势。其中，EM2端元可能源于海南地幔柱。Sr/Sr（101~111）正异常，指示源区存在再循环辉长岩洋壳组分。结合已有的地震层析成像结果和岩石地球化学数据，得出南海及周缘地区的晚新生代玄武岩的形成受控于海南地幔柱。伴随着海南地幔柱的上升，再循环的（121~236）和Eu/Eu本文受中国地震局地质研究所基本科研业务专项（IGCEA1712）资助.第一作者简介:杨文健，男，1994年生，硕士生，矿物学、岩石学、矿床学专业，Email:yangwenjian@ies.ac.cn通讯作者:于红梅，女，1981年生，博士，副研究员，从事火山岩显微构造研究，Email:yuhongmei@ies.ac.cn杨文健等:广西涠洲岛晚新生代玄武岩地幔源区及岩浆成因3902辉长岩洋壳经部分熔融与地幔橄榄岩反应生成石榴石辉石岩（贫硅辉石岩），石榴石辉石岩和未反应的地幔橄榄岩混合部分熔融形成涠洲岛玄武岩。关键词晚新生代玄武岩;地幔源区;岩浆成因;海南地幔柱;涠洲岛中图法分类号P588145玄武岩被称为探测地球深部的“岩石探针”，能够有效的揭示深部地幔信息。南海及周缘地区（包括雷琼、北部湾以及中南半岛等地区）广泛出露的晚新生代玄武岩对揭示整个区域的深部地幔物质组分、地幔热状态以及壳幔相互作用本文结合钻孔（ZK、S2和S3）岩芯样和露头样对涠洲岛玄武岩做了详细的全岩主量元素、微量元素、SrNdPb同位素以及单矿物成分测试，以揭示其地幔源区特征和岩浆成因机制，试图对南海以及周缘地区的晚新生代玄武岩成因提供等具有重要意义。重要信息和约束条件。雷琼及北部湾周边地区为我国南方最大的第四纪火山岩分布区（樊祺诚等，2006），处于南海西北缘（图1a），产生于南海扩张后期。涠洲岛位于北部湾海域内，为我国最年轻的第四纪火山岩岛（图1b）。从1963年广东水文工程地质队首次对全岛的火山岩研究至今，有关该岛火山地质、年代学和岩石地球化学等方面的成果丰硕（刘传章，1986;黎希明和刘传章，1991;卢进林，1993;贾大成等，2003;李昌年和王方正，2004;李昌年等，2005;樊祺诚等，2006，2008a，b;黄林培和李昌年，2007;Lietal，2013）。樊祺诚等（2006）结合火山地质特征和年代学结果将全岛火山活动划分为早期（142~049Ma）溢流式喷发和晚期（36~33Ka）射汽岩浆喷发2个阶段。黄林培和李昌年（2007）对火山碎屑岩中的橄榄岩包体进行温度和压力计算指出寄主碧玄岩的起源深度远远大于包体的稳定深度（~40km）。但是，对于涠洲岛玄武岩的地幔源区特征以及岩浆成因机制仍然存在争议（贾大成等，2003;李昌年等，2005;鄢全树和石学法，2007;樊祺诚等，2008a，b），其核心问题在于对其动力学机制认识的不同。SrNdPb同位素特征指示南海以及周缘地区的晚新生代玄武岩地幔端元组成普遍呈现亏损地幔（DM）与富集地幔（EM2）的二元混合趋势（Yanetal，2014）。但是，对于EM2的来源仍然有下部大陆岩石圈地幔（Tuetal，1991;ZhouandMukasa，1997;樊祺诚等，2008a;韩江伟等，2009）和地幔柱（鄢全树等，2008;ZouandFan，2010;Yanetal，2018，2019）之争。此外，贾大成等（2003）认为北部湾及邻区岩浆活动可能源于在5Ma左右红河断裂由左行走滑转变为右行走滑的构造性质转变。樊祺诚等（2008a，b）通过橄榄岩包体的ReOs同位素和熔体包裹体研究指出雷琼及北部湾周边地区的晚新生代玄武岩起源于岩石圈软流圈地幔相互作用的结果。鄢全树和石学法（2007）认为海南地幔柱主导了南海扩张停止以后南海海盆以及周缘地区的岩浆活动，且整个区域玄武岩的微量元素和同位素呈现与洋岛玄武岩（OIB）相似1地质背景南海处于印度澳大利亚板块、欧亚板块、太平洋板块相互作用叠加区，构造岩浆作用广泛发育，被誉为天然的岩浆构造作用试验场（TaylorandHayes，1983;Briaisetal，1993）。海底磁异常条带揭示南海扩张始于32Ma，止于16Ma（Briaisetal，1993）。由于洋脊抽汲作用在南海海盆周缘地区少见扩张期（32~16Ma）玄武岩（Huangetal，2013），而在南海北缘（海南岛、涠洲岛及雷州半岛等）以及中南半岛地区出现大面积的扩张期后（<16Ma）玄武岩，并显示与OIB相似的地球化学特征（Yanetal，2014）。涠洲岛屹立于南海西北缘的北部湾海域内（图1b），全岛面积约25km22km2（樊祺诚等，2006）。第四纪火山活动贯穿整个造岛过程，形的斜阳岛，共同构成北部湾海域内的一对姊妹火山岛，地貌上北低南高。其与东南角面积不足成一套连续的火山岩地层。下更新统火山岩层由玄武岩、火山集块岩和凝灰岩构成，呈夹层产于湛江组地层中，最大厚度达40m;中更新统火山岩层以玄武岩为主、底部见凝灰角砾岩，厚度介于21~127m之间，与湛江组地层呈不整合接触;上更新统火山岩层顶部为沉凝灰岩、底部为玄武岩，最大厚度达70m，与石峁岭组地层呈平行不整合接触（黎希明和刘传章，1991;卢进林，1993）。李昌年和王方正（2004）根据地层切割关系识别出一套由沉凝灰岩、火山角砾岩和集块岩组成的全新统火山岩地层，与湖光岩组地层呈角度不整合接触。樊祺诚等（2006）综合年代学与火山地质特征，将全岛火山活动划分为早中更新世（142~049Ma）溢流玄武岩喷发和晚更新世末期（36~33ka）射汽岩浆喷发。早中更新世溢流玄武岩构成本岛的底座，主体淹没在海平面以下，在潮间带可见呈球状风化玄武岩出露;晚更新世末期射汽岩浆喷发产物遍及全岛，以火山基浪堆积物为主夹杂不同粒度火山碎的地球化学特征。同时，越来越多的地球物理学资料显示在屑岩，巨厚的基浪堆积层发育交错层理、陷落构造、增生火山海南岛下方存在低速体，并认为海南地幔柱制约着海南岛及邻区的火山活动（LebedevandNolet，2003;Leietal，2009;Weietal，2012;Xiaetal，2016;WeiandZhao，2020），这些认识为重新厘定涠洲岛玄武岩的地幔源区特征以及岩浆成因机制提供了重要科学依据。砾以及爬升层理。已发现有南湾、横路山、大岭、横岭山等多个火口（刘敬合等，1991;卢进林，1993;亓发庆等，2003）。本次取样位置见图1b。样品包括:直接出露的球状风化玄武岩（样品号:NW2、NW5、HLS2、HLS3、18WZ1、18WZ2、18WZ3、18WZ4、18WZ5、NW7、NW15）和火山碎屑4902ActaPetrologicaSinica岩石学报2020，36（7）图1南海及周缘地区晚新生代玄武岩分布图（a，据Yanetal，2018）和涠洲岛地质简图（b，据樊祺诚等，2006修改）ZK、S2和S3分别为钻孔取样位置，其它均为露头取样位置Fig.1ThedistributionoftheLateCenozoicbasaltsintheSouthChinaSeaandsurroundingareas（a，afterYanetal，2018），andthebriefgeologicalmapofWeizhouIsland（b，modifiedafterFanetal，2006）岩中的同源角砾（样品号:WZ1、WZ10、XYD3、XYD4、ZZL3、ZZL4、）;钻孔岩芯中的玄武岩（样品号:S33、S37、S39、S311、S24、S214、S220、S230）和火山碎屑岩中的同源角砾（样品号:ZK14、ZK23）。2分析方法MS（NeptunePlus）完成测试分析，具体实验操作流程见文献（Liuetal，2008）。SrNd同位素比值分别采用88Sr/86Sr=146Nd/144Nd=07129进行校正（Linetal，2016）。8375209、其中，Pb同位素比值采用205Tl/203Tl=238714进行校正，同时由于Tl和Pb分馏行为存在一定差异，选择标样NBSSRM981作为外标进行数据二次校正。矿物电子探针分析在中国地质大学（北京）电子探针实验室采用EPMA1600型电子探针完成测试。其中，测试电压15kV，电流1×10-8A，束斑直径1μm，分析精度优于5%。3结果31岩相学和矿物学特征挑选新鲜样品，洗净并在烘箱中烘干，再用玛瑙研磨粉碎至200目粉末。测试全岩主量元素26件、微量元素16件、SrNdPb同位素6件。样品NW7和NW15的主量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司采用日本理学PrimusⅡX射线荧光光谱仪（XRF）完成测试，其余样品在河北省区域地质矿产调查研究所实验室采用AxiosmaxX射线荧光光谱仪（XRF）完成，分析精度优于5%。全岩微量元素在武汉上谱分析科技有限责任公司采用Agilent7700eICPMS分析完成，分析精度优于5%，具体测试过程见文献（Liuetal，2008）。全岩SrNdPb同位素在武汉上谱分析科技有限责任公司采用美国ThermoFisherScientific公司的MCICP玄武岩整体呈灰黑色，隐晶质结构，以块状构造为主、少数见气孔构造。显微镜下玄武岩呈斑状结构，斑晶主要为橄榄石和少量单斜辉石（图2a，b）。橄榄石斑晶含量约5%~10%，呈粒状，半自形，大小主要为50~250μm;单斜辉石斑晶含量少于5%，大小为50~200μm;基质为间粒结构，不规则排列的长条状针状斜长石中间充填有橄榄石、辉石微晶和钛铁氧化物，斜长石呈长条状、针状，自形半自形，大小介于30~300μm。火山碎屑岩中同源角砾的显微结构与前者存在差异，显微镜下呈玻基斑状结构，斑晶主要为橄榄石（图2c，d），含量约5%~10%，呈粒状，半自形自形，大小主要为50~300μm;少量单斜辉石斑晶，含量1%~3%，呈粒状，杨文健等:广西涠洲岛晚新生代玄武岩地幔源区及岩浆成因5902表1涠洲岛玄武岩橄榄石电子探针分析结果（wt%）Table1ElectronicalmicroprobeanalysesofolivinesfrombasaltsinWeizhouIsland（wt%）NiObdl44820260071315023TiO2Al2O3Cr2O3MgOSiO2MnOFeO测点号CaOTotalbdl00345660270221332024001Na2OK2OFoS230114072bdl006bdl00299338586S2301239280030010064607027027132802600200299588608S230213977bdl0010104500027024139802600200199678515S230413970014bdl99588594S230424070bdl0090014484029020134502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altsinWeizhouIsland18WZXYD3518WZ3XYD4样品号S39S24WZ1WZ1ZK14S37NW2S214ZZL4HLS318WZ218WZ1S230Sc180184186160152168189191183186181166189207188190196177192194186153178174168183184182168169186172182183VCr264287259312243206297291269271270218278329281306315Co524541556532473451517486532533535507506522503528532Ni229234222283213160210194225222224207211246210235239Rb38434639233235937132429532842341942727432128633735191210581021114010317967457509909939921843729930840871912SrY221222225228209324235255223229224211196215200213204Zr215228231215190190160155219218216206163194171200187Nb684781792813636527438428721728727703471605502636574Ba493606548516511501440580532534528509413486423495474Hf495538514472442435381378488505506480396466405482461Ta386439451429345301252245415405404394263342283355320Pb476372340502501298243235348465440263232284245284263Th640679663747669453366370641653653619401498427531480U152157170162160078091060159166157132103081103124124La430477474547450349279284443447442447293372312387352Ce816901889103854632531522843858851853572718600744676Pr957105104117980784659638987101983100683857733895807Nd379409412460391325272263390392389387276343286353320Sm755821864919796714599564793796748771597700624730673Eu245265265294246234204194253263259247198250210239229Gd675713738787694701576552732707745700567679589675642Tb095102102111095100084079099104100099083092088093092Dy490500486505460519414390485483467449407443409456414Ho081081081080073093074070078083082076068075070076072Er194195196207192239181186198201199188178189182188185Tm024024024026022031024023027024025023021022023023023Yb148131127130119164123114142130130123125127131131130Lu018019021017017021018017019021019018018017017017018∑REE19932377216924622064166613781352205720792058205614361778150618361677∑LREE18212201199222751897147912281209187919041881188912891614135516701519∑HREE17251765177518631672186814941431178017531767167614671644150916591576∑LREE/∑HREE1055113311221221113579282284510561086106511278799828981007964（La/Yb）N19722465253528642570144215421697211423422308246215851995161920061839（Tb/Yb）N294354367390363276310316319367352366301333307323322Eu/Eu105106102106102101106106102107106103104111106104107Sr/Sr121128124122131129144149127126127236135138149125140注:WZ1为WZ1样品的重复测量结果;N表示原始地幔标准化，标准化数值据SunandMcDonough（1989）0012ActaPetrologicaSinica岩石学报2020，36（7）图3橄榄石斑晶的成分变化特征（a）橄榄石Fo与NiO含量关系图解，地幔橄榄石趋势线据Sato（1977），夏威夷橄榄石和普通橄榄石组分变化区域（据Sobolevetal，2005），海南岛玄武岩中的橄榄石成分变化区域（据Wangetal，2012）;（b）橄榄石Fo与CaO含量关系图解（底图据ThompsonandGibson，2000）;（c）橄榄石Fo与MnO含量关系图解（底图据Wangetal，2012）;（d）橄榄石Fo与全岩Mg＃关系图解，FeMg分配系数KD据RoederandEmsile（1970）Fig.3Variationsinthecompositionsofolivinephenocrysts轻稀土（LREE）富集、重稀土（HREE）亏损的右倾模式，（La/Yb）N=1442~2864，不存在Eu明显负异常。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上（图6a）具有明显的NbTa正异常。同时，与南海海山玄武岩、越南玄武岩以及海南岛玄武岩相比，均显示与SunandMcDonough（1989）提出的洋岛玄武岩（OIB）相似的微量元素特征。33全岩同位素特征全岩SrNdPb同位素组成见表6。其中，位素组成变化特征。在0703492~0703741，208Pb/204Pb=385574~389179，156525，87Sr/86Sr=143Nd/144Nd=0512914~0512977，207Pb/204Pb=1555871~206Pb/204Pb=184361~187327，显示相对均一的同87Sr/86Sr143Nd/144Nd图中（图7a），所有的样品均落在Staudigeletal（1984）定义的洋岛玄武岩（OIB）范围内，并与中南半岛、雷琼半岛以及南海海山玄武岩呈现相似的同位素组成，呈现出DM与EM2的二元混合趋势（鄢全树等，2008;石学法和鄢全树，2011;徐义刚等，2012;Yanetal，2014）。在143Nd/144Nd206Pb/204Pb图中（图7b），图4涠洲岛玄武岩TAS分类图解（底图据LeBasetal，1986）文献数据:李昌年等，2005;樊祺诚等，2008b;Lietal，2013后图同Fig.4TASdiagramofbasaltsinWeizhouIsland（basemapafterLeBasetal，1986）杨文健等:广西涠洲岛晚新生代玄武岩地幔源区及岩浆成因1012图5涠洲岛玄武岩哈克图解Fig.5HarkerdiagramsforbasaltsinWeizhouIsland表6涠洲岛玄武岩SrNdPb素分析结果Table6SrNdPbisotopicelementcompositionsofbasaltsinWeizhouIsland2σ208Pb/204Pb87Sr/86Sr2σ样品号143Nd/144Nd2σ2σNW20703667000001105129140000011388614000181563240000718686600007ZZL40703534000000605129540000012387123000151558710000618609700007XYD30703492000000905129590000008385574000151559360000618436100006ZK230703637000001205129380000012389179000181565250000718732700008S370703545000000705129770000014387696000221560060000818654700010S2300703741000000605129440000004387338000221559120000918621900009207Pb/204Pb2σ206Pb/204Pb也显现出DM与EM2的混合趋势。在206Pb/204Pb207Pb/204Pb206Pb/204Pb208Pb/204Pb图中（图7c，d），所有的样品均位于北半球参考线（NHRL）上方，显示Hart（1984）提出的Dupal和同位素异常特征。4讨论41岩浆演化过程411地壳混染情况产于大陆板内的幔源岩浆在上升到地表的过程中，可能会受到地壳物质不同程度的混染。涠洲岛玄武岩中地幔橄榄岩包体的存在指示岩浆快速上升且几乎不与地壳发生同化混染作用（黄林培和李昌年，2007;樊祺诚等，2008a）。在微量元素蛛网图上（图6a），涠洲岛玄武岩显示NbTa正异常，暗示不存在地壳物质的混染。同时，在NbNb/U图上（图8a），大多数样品均落于OIB（47±10;Hofmannetal，1986）范围，远高于平均大陆地壳（Nb/U=615;RudnickandGao，2003）;在（La/Nb）N（Th/Nb）N图上（图8b），所有样品（La/Nb）N和（Th/Nb）N比值都明显低于下地壳组成（（La/Nb）N=17，（Th/Nb）N=20，RudnickandGao，2003），但极2012ActaPetrologicaSinica岩石学报2020，36（7）图6涠洲岛玄武岩原始地幔标准化微量元素蛛网图（a，标准化值据SunandMcDonough，1989）和球粒陨石标准化稀土元素配分图（b，标准化值据McDonoughandSun，1995）洋岛玄武岩（OIB）和洋中脊玄武岩（EMORB和NMORB）组分据SunandMcDonough（1989）;越南玄武岩据Anetal（2017）;海南岛玄武岩据Wangetal（2012）;南海海山玄武岩据鄢全树等（2008）Fig.6Primitivemantlenormalizedtraceelementdiagrams（a，normalizedvaluesafterSunandMcDonough，1989）andchondritenormalizedrareearthelementdiagrams（b，normalizedvaluesafterMcDonoughandSun，1995）ofbasaltsinWeizhouIsland其接近OIB范围，进一步排除了涠洲岛玄武岩受地壳混染的影响（Daietal，2011）。此外，与整个南海及周缘地区的晚新生代玄武岩几乎不受地壳物质的混染具有一致性（Yanetal，2014;Anetal，2017;Hoangetal，2018）。综上所述，涠洲玄武岩几乎不受地壳物质的混染影响，其微量元素、同位素特征代表了其地幔源区特征。412岩浆结晶分异涠洲岛玄武岩Mg＃=606~720，Ni=160×10-6~283×10-6（表4、表5），与原始岩浆，Cr=206×10-6~329×10-6（Mg＃>70，Ni>400×10-6~500×10-6，Cr>1000×10-6（Freyetal，1978;WilkinsonandLeMaitre，1987）相比，仅部分样品的Mg＃（>70）接近原始岩浆，而大部分玄武岩Mg＃低于原始岩浆成分，说明部分岩浆经历了结晶分异过程。在哈克图解中（图5），MgO与SiO2、Al2O3呈良好负相关，与Fe2O3、MnO、CaO、CaO/Al2O3具正相关关系，与TiO2、Na2O、TK2O相关性不明显，说明可能发生了橄榄石和单斜辉石结晶分异。在稀土元素配分曲线上（图6b）不存在明显Eu负异常，暗示不存在斜长石的分离结晶。同时，在相容元素（Cr、Co、Ni、Sc）与MgO关系图中（图9），MgO与Ni、Co呈良好正相关，与Cr、Sc不显示相关性，也说明岩浆经历了橄榄石的结晶分异。岩石地球化学特征和岩相学观察到橄榄石和单斜辉石斑晶（图2）具有一致性，综合表明涠洲岛玄武岩经历了橄榄石和少量单斜辉石的结晶分异作用。42地幔源区特征421源区岩石学特征涠洲岛玄武岩呈现强烈的轻、重稀土分馏，ΣLREE/ΣHREE=792~1221，（La/Yb）N=1442~2864，暗示其源区可能存在石榴石。Wangetal（2002）指出（Tb/Yb）N比值可以约束地幔源区特征，涠洲岛玄武岩均显示高（Tb/Yb）N比值（276~390），暗示其源区存在石榴石（（Tb/Yb）N>18;Wangetal，2002）。此外，在熔体/石榴石中DDy/Yb=026，而在熔体/尖晶石中DDy/Yb=1（MckenzieandONions，1991），因此Dy/Yb比值可以用来约束地幔源区矿物。微量元素模拟结果（图10）显示尖晶石二辉橄榄岩和尖晶石石榴石二辉橄榄岩具有低Dy/Yb比值（前者小于15，后者小于27），而涠洲岛玄武岩具有高Dy/Yb（312~390）比值，指示源区存在石榴石。同时，本区玄武岩并不落在单一的模拟的部分熔融曲线上，而是介于模拟的石榴石辉石岩和石榴石二辉橄榄岩熔融曲线之间（图10），暗示其源区岩石可能由石榴石橄榄岩和石榴石辉石岩的混合组成（Anetal，2017;Hoangetal，2018;Kimetal，2019）。实验岩石学表明橄榄岩部分熔融产生的熔体与很多具有OIB特征的玄武岩出现解耦（HiroseandKushiro，1993;HiroseandKawamoto，1995;Dasguptaetal，2007;Davisetal，2011），而辉石岩、角闪石岩、碳酸盐化橄榄岩、榴辉岩、碳酸盐化榴辉岩等均可以作为碱性玄武岩的源区母岩（Hirschmannetal，2003;Sobolevetal，2005，2007;Dasguptaetal，2007;Piletetal，2008;Chenetal，2009;Zengetal，2010）。全岩和橄榄石的主、微量元素以及非传统稳定同位素（如Mg同位素等）研究暗示，南海以及周缘地区的晚新生代玄武岩的源区存在辉石岩和碳酸盐化橄榄岩（Wangetal，2012;Liuetal，2015;Yanetal，2015，2018;Anetal，2017;Lietal，2017;Zhangetal，2017;Hoangetal，2018）。杨文健等:广西涠洲岛晚新生代玄武岩地幔源区及岩浆成因3012图7涠洲岛玄武岩SrNdPb同位素比值图解不同地幔端元（DM、EM1、EM2、HIMU）据ZindlerandHart（1986）;洋岛玄武岩（OIB）范围据Staudigeletal（1984）;北半球参考线（NHRL）据Hart（1984）;中南半岛玄武岩据Hoangetal（1996），ZhouandMukasa（1997），Anetal（2017），Hoangetal（2018），Yanetal（2018）;南海玄武岩据Tuetal（1992），鄢全树等（2008）;雷琼半岛玄武岩据Tuetal（1991），ZouandFan（2010），Wangetal（2013），韩江伟等（2009），朱炳泉和王慧芬（1989）Fig.7SrNdPbisotoperatiodiagramsofbasaltinWeizhouIsland通常碳酸盐化地幔橄榄岩部分熔融形成的岩浆具有明显Ti、Zr、Hf负异常（Zengetal，2010），但在微量元素蛛网图（图7a）上涠洲岛玄武岩呈现Zr、Hf正异常及Ti弱负常，故排除源区为碳酸盐化地幔橄榄岩。Herzberg（2011）指出全岩CaO含量能够有效的识别源区岩石。为了消除单斜辉石分离结晶的影响，剔除MgO<9%的样品。在CaOMgO图（图11a）中，所有的样品均落在辉石岩熔体区域内。Herzberg（2011）认为辉石岩熔融产生的熔体具有高FeOT/MnO（>60）比值，而橄榄岩熔融产生的熔体具有低FeOT/MnO（<60）比值。在图FeOT/MnOMgO图（图11b）中绝大多数样品集中落在辉石岩熔体区域内，暗示其源区存在辉石岩。此外，与Gaffneyetal（2005）提出混合的橄榄岩辉石岩源区形成的夏威夷玄武岩相比显示相似的CaO含量和FeOT/MnO比值（图11），推测涠洲岛玄武岩也可能具有混合的源区特征。Sobolevetal（2005）认为辉石岩和地幔橄榄岩的混合部分熔融可以形成夏威夷玄武岩中高Ni橄榄石斑晶，并强调再循环的榴辉岩洋壳经部分熔融后交代周围的橄榄岩生成二阶段辉石岩，所形成的的二阶段辉石岩与残存的地幔橄榄岩混合发生部分熔融形成我们所观察到的夏威夷玄武岩（Sobolevetal，2007）。在图3a中，绝大多数橄榄石也都落在夏威夷玄武岩中的橄榄石成分区域内，并与海南玄武岩中橄榄石显现很高的相似性（Wangetal，2012），进一步说明涠洲岛玄武岩的源区母岩具有石榴石辉石岩和地幔橄榄岩混合特征。此外，Strackeetal（2003）指出深海辉长岩作为再循环洋壳的独特组分具有典型的Sr正异常特征，故Sr正异常可以识别再循环（辉长岩）洋壳。Yuetal（2010）对蛟河辉石岩包体研究指出Sr、Eu正异常反映了源区存在富斜长石堆积的辉长岩洋壳。在微量元素蛛网图（图6a）中，涠洲岛玄武岩也显现出Sr（Sr/Sr=121~236）和Eu（Eu/Eu=101~111）正异常，说明了其源区存在再循环洋壳（辉长岩）组分。4012ActaPetrologicaSinica岩石学报2020，36（7）图8涠洲岛玄武岩NbNb/U（a，底图据Hofmannetal，1986）和（La/Nb）N（Th/Nb）N（b，底图据Daietal，2011）关系图解大陆地壳Nb/U比值、LC（下地壳）、MC（中地壳）和UC（上地壳）的（Th/Nb）N及（La/Nb）N比值据RudnickandGao（2003）;N表示原始地幔标准化，标准化值据SunandMcDonough（1989）Fig.8DiagramsofNbvsNb/U（a，afterHofmannetal，1986）and（La/Nb）Nvs（Th/Nb）NforWeizhouIslandbasalts（b，afterDaietal，2011）HofmannandWhite（1982）指出在地幔柱中普遍存在再循环洋壳，伴随着地幔柱上升携带的再循环洋壳经部分熔融产生的熔体与橄榄岩反应生成辉石岩（Sobolevetal，2005）。综上所述，我们认为涠洲岛玄武岩源自石榴石辉石岩和地幔橄榄岩混合的部分熔融。422地幔端元组成南海以及周缘地区广泛分布的晚新生代玄武岩具有与OIB相似的微量元素和同位素地球化学特征（鄢全树等，2008;石学法和鄢全树，2011;徐义刚等，2012;Yanetal，2014），暗示着它们可能源于同一个源区（鄢全树和石学法，2007）。涠洲岛玄武的SrNdPb同位素变化范围较窄（图7），表明其具有较为均一的地幔源区特征。此外，前人研究指出中国东部新生代玄武岩SrNdPb同位素组成具有区域性变化，在东南沿海地区普遍显示DM与EM2混合的特征（Liuetal，1994;Zouetal，2000）。在SrNdPb同位素图中（图7），涠洲岛玄武岩也呈现出DM与EM2的二元混合趋势，与南海及周缘地区的晚新生代玄武岩具有一致性（鄢全树等，2008;石学法和鄢全树，2011;徐义刚等，2012;Yanetal，2014）。在微量元素蛛网图和稀土元素球粒陨石标准化图上（图6），呈现出明显NbTa正异常和LREE富集、HREE亏损的OIB地球化学特征，而明显区别来源于软流圈地幔的洋中脊玄武岩（EMORB和NMORB），推测涠洲岛玄武岩中的DM组分代表了海南地幔柱自身的特征。然而，对于EM2al（1992）认为在缺乏地幔柱的作用下南海及其周缘玄武岩中EM2组分来源于下部大陆岩石圈地幔（SCLM）。然而，层析成像技术揭示了海南地幔柱的存在（LebedevandNolet，2003;Montellietal，2006;Zhao，2007;Leietal，2009;Weietal，2012;Xiaetal，2016），海南地幔柱不仅对南海及其周缘的岩浆活动提供了热量，还提供了物质组分。Anetal（2017）基于全球代表SCLM的地幔包体统计发现其NdHf同位素具有明显的解耦现象，不呈现线性正相关趋势。而南海及周缘的晚新生代玄武岩的NdHf同位素呈正相关趋势（Yanetal，2015），暗示EM2可能不是来源于SCLM。在微量元素蛛网图上（图6a），涠洲岛玄武岩显示NbTa正异常，也排除了EM2源于SCLM的可能性，说明了EM2最可能源于海南地幔柱。43岩浆成因模型从化学成分来讲，地幔柱成因的火山岩具有OIB的特点，但显示OIB特征的岩浆未必源自地幔柱活动的产物（徐义刚等，2012）。中国东部新生代玄武岩与南海及其周缘地区的晚新生代玄武岩均显示OIB特征，但二者的成因机制存在显著差异。徐义刚等（2018）指出在地幔过渡带中滞留的太平洋板块脱碳、脱水以及熔融和交代作用导致了中国东部新生代玄武岩显示OIB特征，而南海以及周缘地区的晚新生的来源认识存在争议，一部分学者认为源于下部大陆岩石圈地幔或岩石圈地幔（Tuetal，1991;韩江伟等，2009;Anetal，2017），另一部分学者认为源于下地幔或地幔柱（Yanetal，2008，2015;ZouandFan，2010;Wangetal，2013）。Tuet代玄武岩受控于海南地幔柱的活动（鄢全树和石学法，2007）。从大地构造背景来看，涠洲岛玄武岩与南海及周缘扩张期后（<16Ma）玄武岩具有一致的构造背景特征，均集中落于地幔柱玄武岩区域内（徐义刚等，2012）。大量的地球杨文健等:广西涠洲岛晚新生代玄武岩地幔源区及岩浆成因5012图9涠洲岛玄武岩相容元素（Ni、Cr、Co、Sc）与氧化物（MgO）关系图解Fig.9Diagramsoftherelationshipbetweencompatibleelements（Ni，Cr，Co，andSc）andoxide（MgO）forWeizhouIslandbasalts物理学资料表明在海南岛的下方存在低速异常，指示海南地幔柱的存在（LebedevandNolet，2003;Montellietal，2006;Zhao，2007;Leietal，2009;Xiaetal，2016）。海南地幔柱活动不仅导致了南海及周缘地区的地幔显示高温热异常（Wangetal，2012;Anetal，2017;Yangetal，2019），而且还形成了整个区域分布面积超过4×106km2具有OIB特征的晚新生代玄武岩（鄢全树和石学法，2007）。区域和全球层析成像显示海南地幔柱起源于下地幔（LebedevandNolet，2003;Montellietal，2006;Zhao，2007;Weietal，2012;Xiaetal，2016），与夏威夷地幔柱成因玄武岩相比，其具有异常高230Th含量，表明它呈慢速上升（ZouandFan，2010）。Xiaetal（2016）根据层析成像结果提出海南地幔柱呈双层上升模式（Weietal，2012;WeiandZhao，2020），即在地幔过渡带地的2009）。Zhangetal（2006）指出位于峨眉山地幔柱轴部的丽江地区显示最高的热异常（T=1630~1680℃）。进一步研究认为，随着距离轴部的距离增加，呈现温度递减的趋势（李永生，2012;汪云峰等，2013）。原始岩浆组分被广泛用来估算地幔潜在温度（Tp）及熔融条件（McKenzieandBickle，1988;Putirka，2005;Zhangetal，2006;Putirkaetal，2007;HerzbergandAsimow，2008，2015）。根据估算的原始岩浆计算获得处于海南地幔柱中心的海南岛显示高地幔潜在温度（Tp=1500~1580℃，Wangetal，2012），而处于地幔柱边部的越南地区显示较低地幔潜在温度（Tp=1468~1490℃，Anetal，2017），但是由于它们的岩浆源区存在辉石岩（Wangetal，2012;Anetal，2017），故计算值将比实际地幔潜在温度偏高（HerzbergandAsimow，2008）。但以上这些计算结果在幔柱头发生横向扩展呈蘑菇状，随着柱头的持续上升到达岩一定程度依然可以反映海南地幔柱热结构的差异，且与峨眉石圈底部时分散呈布丁状，形成独立的岩浆房或地幔柱分支（Xiaetal，2016;Fanetal，2017）。山地幔柱热结构相似，均显示轴部温度高、边部温度低的特征（Zhangetal，2006;李永生，2012;汪云峰等，2013），由此由于地幔柱热结构存在差异，核部温度远高于边缘位置（Renetal，2005;Zhangetal，2006;HerzbergandGazel，可以推测出涠洲岛的地幔潜在温度介于海南岛和越南地区之间。此外，涠洲岛与南海、雷琼半岛以及中南半岛等地区6012图10涠洲岛玄武岩YbDy/Yb图解（底图据Anetal，2017;Yanetal，2018）石榴石二辉橄榄岩、尖晶石石榴石二辉橄榄岩和尖晶石二辉橄榄岩非实比熔融曲线，以及榴辉岩（Cpx82Grt18和Cpx75Grt25）实比熔融曲线据Anetal（2017）;石榴石辉石岩（Opx5Cpx45Grt50）实比熔融曲线据Yanetal（2018）.Grt石榴石;Ol橄榄石;Opx斜方辉石;Cpx单斜辉石Fig.10DiagramofYbvsDy/YbforWeizhouIslandbasalts（afterAnetal，2017;Yanetal，2018）的晚新生代玄武岩均显示与OIB相似的地球化学特征（Yanetal，2014），但涠洲岛玄武岩具有明显窄的SrNdPb同位素变化范围（图7），综合说明了海南地幔柱的物质组成和温ActaPetrologicaSinica岩石学报2020，36（7）升过程中携带的再循环物质在地幔过渡带中的分层（Weietal，2012;Ballmeretal，2013;Xiaetal，2016;WeiandZhao，2020）。因此，基于海南地幔柱的双层上升模型（Weietal，2012;Xiaetal，2016;WeiandZhao，2020），我们认为起源于下地幔的海南地幔柱上升驱使再循环辉长岩洋壳上浮，当柱头达到地幔过渡带时几乎不受浮力影响而发生横向扩展形成一个化学成分和温度结构极其不均一的热化学堆积层（Ballmeretal，2013），随着源自柱尾持续的热和物质供给使得这个高度不均一的热化学堆积层重新上升（Xiaetal，2016），当进一步上升抵达地幔浅部时，由于过高热异常而使得再循环辉长岩洋壳优先达到其固相线温度经部分熔融交代周围的地幔橄榄岩生成石榴石辉石岩（贫硅辉石岩），混合的石榴石辉石岩和未反应的地幔橄榄岩再次发生部分熔融形成我们所观察到的涠洲岛碱性玄武岩。5结论（1）涠洲岛玄武岩显示与OIB相似的微量元素和同位素特征，在岩浆上升过程，几乎未受到地壳物质的混染，经历了橄榄石和单斜辉石的分离结晶作用。（2）SrNdPb同位素特征显示地幔端元组成呈DM与EM2二元混合趋势，其中DM和EM2组分均来源于海南地幔柱。（3）主、微量元素地球化学特征显示源区母岩由地幔橄榄岩和石榴石辉石岩（贫硅辉石岩）组成。其中，石榴石辉石岩与再循环辉长岩洋壳熔体交代地幔橄榄岩有关。（4）南海及周缘地区的晚新生代岩浆活动受控于海南地度结构具有不均一性的特点。海南地幔柱的不均一性可能幔柱。伴随着海南地幔柱的上升，再循环的辉长岩洋壳经部诱发了海南地区的火山活动，且这种不均一性源自地幔柱上分熔融交代地幔橄榄岩生成石榴石辉石岩，石榴石辉石岩和图11涠洲岛玄武岩MgOCaO（a，底图据HerzbergandAsimow，2008）和MgOFeOT/MnO（b，底图据Herzberg，2011）图解夏威夷玄武岩据Gaffneyetal（2005）;FeOT=FeO+08998×Fe2O3Fig.11DiagramsofMgOvsCaO（a，afterHerzbergandAsimow，2008）andMgOvsFeOT/MnO（b，afterHerzberg，2008）forWeizhouIslandbasalts杨文健等:广西涠洲岛晚新生代玄武岩地幔源区及岩浆成因未反应的地幔橄榄岩混合部分熔融形成涠洲岛玄武岩。致谢感谢中国地质大学（北京）郝金华老师在电子探针分析工作中的热情支持;感谢中国地震局地质研究活动火山研究室魏费翔、韦伟和赵勇伟等老师在文章撰写和修改过程中的热情指导;感谢广西壮族自治区地震局和广西北海水文工程矿产地质勘查研究院提供钻孔岩芯样品;衷心感谢审稿人对本文提出的宝贵意见和建议。ReferencesAnAR，ChoiSH，YuYandLeeDC.2017.PetrogenesisofLateCenozoicbasalticrocksfromsouthernVietnam.Lithos，272-273:192-204BallmerMD，ItoG，WolfeCJandSolomonSC.2013.DoublelayeringofathermochemicalplumeintheuppermantlebeneathHawaii.EarthandPlanetaryScienceLetters，376:155-164BriaisA，PatriatPandTapponnierP.1993.UpdatedinterpretationofmagneticanomaliesandseafloorspreadingstagesintheSouthChinaSea:ImplicationsfortheTertiarytectonicsofSoutheastAsia.JournalofGeophysicalResearch:SolidEarth，98（B4）:6299-6328ChenLH，ZengG，JiangSY，HofmannAW，XuXSandPanMB.2009.SourcesofAnfengshanbasalts:SubductedlowercrustintheSuluUHPbelt，China.EarthandPlanetaryScienceLetters，286（3-4）:426-435DaiJG，WangCS，HébertR，LiYL，ZhongHT，GuillaumeR，BezardRandWeiYS.2011.LateDevonianOIBalkalinegabbrointheYarlungZangboSutureZone:RemnantsofthePaleoTethys?GondwanaResearch，19（1）:232-243DasguptaR，HirschmannMMandSmithND.2007.Partialmeltingexperimentsofperidotite+CO2at3GPaandgenesisofalkalicoceanislandbasalts.JournalofPetrology，48（11）:2093-2124DavisFA，HirschmannMMandHumayunM.2011.Thecompositionoftheincipientpartialmeltofgarnetperidotiteat3GPaandtheoriginofOIB.EarthandPlanetaryScienceLetters，308（3-4）:380-390FanCY，XiaSH，ZhaoF，SunJL，CaoJH，XuHLandWanKY.2017.NewinsightsintothemagmatisminthenorthernmarginoftheSouthChinaSea:Spatialfeaturesandvolumeofintraplateseamounts.Geochemistry，Geophysics，Geosystems，18（6）:2216-2239FanQC，SunQ，LongAM，YinKJ，SuiJL，LiNandWangTH.2006.GeologyanderuptionhistoryofvolcanoesinWeizhouIslandandXieyangIsland，NorthernBay.ActaPetrologicaSinica，22（6）:1529-1537（inChinesewithEnglishabstract）FanQC，SuiJL，SunQ，LiN，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使用中国地震台网观测报告，选取2017年8月9日新疆精河6.6级地震余震序列的震相数据，应用双差层析成像方法获得震源区域三维地壳速度结构和地震重新定位结果。层析成像结果显示余震序列发生在高低速过渡区，震源区域存在低速层，P波和S波速度在震源区域东南侧低，西北侧高。基于地震重新定位结果，结合高斯牛顿法和模拟退火算法拟合发震断层，分析断层的几何特征，推测发震构造为走向近东西，倾角向南的逆冲断层。
基于GF-1卫星影像的金川县泥石流沟空间分布特征研究

泥石流的空间分布川省金川县地处川西高原区，泥石流频发，本文以共解译确定泥石流沟性的关系进行定量分析，研究了金川县泥石流沟的空间分布规律及特征沟道坡岸特征，结果表明:(流域形态、影响明显，主要分布于大金川及其支流区域的咯尔处，占总数量的四遥感影像为数据源，建立泥石流沟解译标志，水系和地层岩、分析了金川县各泥石流沟地层岩性、卡撒等乡镇，高程独松、、的区域，共有泥石流沟;()区内泥石流分布受水系1庆宁、空间分析方法对泥石流沟分布与高程的区域共有泥石流沟沟床纵比降、3000m占总数量的比均介于161沟以长圆形为主，有利于水流汇集，具有充足的水动力条件，板岩区域，有泥石流沟、77%处，占总数量的之间，其中形状比之间的有0.15~1.2坡度、高程、坡度、河西、河东、0.2~0.4，坡度，砂岩2000~52%197225。。213488%15°~30°条，占总数量的处，)区内泥石流沟流域形状，表明泥石流的泥石流沟道沟床纵比降介于这一泥石流高易，表明金川县泥石流沟道多风险分析和科学减灾决策等具有重要的、25°~70°62.9%60.4%71%之间，多为易发性泥石流沟床坡降，泥石流沟岸坡坡度介于1414.79km2，占全县所有泥石流沟总面积的其研究结果对金川县泥石流监测预警。200‰~600‰发坡度区的面积为为高易发泥石流区理论和现实意义关键词:金川县;泥石流;遥感解译;空间分布特征;泥石流发育特征中图分类号:P414.4;X43文献标志码:A。ResearchondebrisflowgullyspatialdistributioncharacteristicsinJinchuanCountybasedonGF-1satelliteimageXIONGJunnan12，，LIUZhiqi1，SUPengcheng3，GONGYing1，(1.SchoolofCivilEngineeringandArchitecture，SouthwestPetroleumUniversity2.StateKeyLaboratoryofResourcesandEnvironmentalInformationSystem，InstituteofGeographicSciencesandNaturalResourcesResearch，CAS，Beijing100101，China;3.InstituteofMountainHazardsandEnvironment，CAS，Chengdu610041，China)YEChongchong1，，，Chengdu610500;ChinaZHUJilong1:Abstract，Thespatialdistributionanddevelopmentcharacteristicsofdebrisflowarethebasisformonitoringandearlywarningriskassessmentandotherdisasterpreventionandmitigationwork.JinchuanCountyislocatedinthe收稿日期:基金项目:中国水利水电科学研究院全国山洪灾害调查评价项目(;修回日期:2018-06-282018-04-14SHZH-IWHR-57支撑计划项目(省809);西南石油大学科技创新团队项目(2017CXTD09);国家自然科学基金项目()51774250);西藏自治区科技Supportedby:(ChinaInstituteofWaterResourcesandHydropowerResearch)NationalMountainFloodDisasterInvestigationProjectSHZH-IWHR-57);NationalNaturalScienceFoundationofChina(51774250);TheTibetAutonomousRegionScienceandTech-nologySupportProject()2017CXTD09();No.809SouthwestPetroleumUniversityofScienceAndTechnologyInnovationTeamProjects作者简介:熊俊楠(1981-)，男，副教授，主要从事地理信息系统与灾害风险分析方面的研究:.E-mailneu_xjn@163.comIWHR(第2期熊俊楠，等:基于GF-1卫星影像的金川县泥石流沟空间分布特征研究·161·WestofSichuanPlateauarea，andthedebrisflowoccursfrequentlyinthisarea.InthisresearchtheGF-1remotesensingimageswereusedasthedatasourcetoestablishthedebrisflowgullyinterpretationsignandthetotalof，，256debrisflowgullieswereidentifiedandinterpreted.ThentheGISspatialanalysismethodisusedtoquantitative-lyanalyzetherelationshipbetweendebrisflowdistributionandelevationslopewatersystemandformationlitholo-gy.ThespatialdistributionlawandcharacteristicsofdebrisflowgullyinJinchuanCountyweresummarized.Final-，，lythecharacteristicsofthewatershedshaperatiothegullyratioandtheslopegradientofthedebrisflowgullyinJinchuanCountywereanalyzedinthispaper.Theresultsshowthatthedistributionofdebrisflowintheareaisobviouslyaffectedbywatersystemslopeandstratigraphiclithology.Thedebrisflowgulliesoccur，，，，，，elevation，HedongmainlydistributedinGeerQingningHexiSuisongKaszaandothertownshipsintheDajinchuanba-，，sin.Thereare197debrisflowgulliesarelocatedintheelevationbetween2000and3000meter，accountingfor，:()1()2，;77%ofthetotaldebrisflowgullies.And134debrisflowgulliesarelocatedintheareaofslopesfrom15°to30°accountingfor52%ofthetotaldebrisflowgullies.Andthereare225debrisflowgulliesarelocatedinsandstoneandslateareasaccountingfor88%ofthetotaldebrisflowgullies.Thewatershedshaperatiosofdebrisflowgulliesinthestudyareaarebetween0.15and1.2.Andthereare161debrisflowbasinsshaperatioarebetween0.2and0.4accountingfor62.9%ofthetotalnumber.Theresultshowsthatthedebrisflowgulliesaremainly，，composedbytheshapeoflongandcircleswhichisfavorabletothewaterflowandhassufficienthydrodynamicconditions.And71%ofthedebrisflows＇gullyratiosdropbetween200‰~600‰flow.Theslopegradientsofdebrisflowsgullyarebetween25°and70°whichtheareaare1414.79km2，ingfor60.4%ofthetotalareaofthedebrisflowbasinsinthewholecounty.Itindicatesthatthedebrisflowgullyaccount-，theyaremostlypronetodebrisinJinchuanCountyaremostlythehigh-proneareas.Theresultscanprovidescientificbasisfortheregionaldebrisflowsmonitoringandearlywarningdisasterpreventionandmitigationthedevelopmentofsocialeconomyandsoon.KeywordsJinchuanCountydebrisflowremotesensinginterpretationdistributioncharacteristicsdevelopmen-;:，;;，talcharacteristicsofdebrisflow。夜发性、泥石流是一种常见的山地灾害，具有突发性四川地处我国短历时以及破坏性强等特点[、地势急变带，是我国泥石流灾害最严重的省份之一，有多达金川县地处青藏高]4相对高差大，属典型的高山峡原东南缘与四川盆地西部边缘山地交替接触地带，县境内山势起伏，谷坡陡峭、谷地貌，同时境内大金川河流支流较多，水流湍急水量丰富，河床比降大，水位暴涨暴落，冲蚀侵蚀强烈，这、些地形地貌特征有利于暴雨径流快速汇聚，容易诱发泥石流，并造成严重的人员伤亡和经济损失，在一定程度上制约着区内社会经济的发展[]，泥石流防灾减灾形式极其严峻多个县受泥石流危害[130。。1-3]7]8-1011-14。GIS]快速、。杨迎冬等[遥感技术具有实时近年来，国内学者在泥石流沟遥感解译方法通过地理信息系统(防治规划等提供技术支持[、准确以及经济的特点，已成为大尺度地质灾害调查与监测最有效的方法和手、)的空间分析方法，揭示泥石流的时空分布特征，可为泥石流灾害监测泥石流流域特征分析等、高分辨率卫星遥感数据对云南省东川区沟谷型泥石SPOT5]基于多源遥感数据对喜马拉雅山地区泥石流沟进行解译，]结合遥感解译法对汶川沟床纵比降以及沟道两侧岸坡特点等)进行了研究;王猛、]用多源遥感数据和基础地理信息等资料，对汶川地震地质灾害遥感进行了调查和空间分布特征分形成机理和防治对策进行了研、段之一[预警方面开展了大量的研究工作]利用流和坡面泥石流进行了判识和解译;童立强等[并利用震区清平乡绵远河流域泥石流沟发育特征(形态等采[析;王灿等[究;张晓东等[空间分析方法研究了区内大型泥石流沟的分布和发育特征;周纵横等[]以多源遥感数据对盐池县泥石流沟进行调查和空间分布特征研究]采取遥感和现场调查的方式对金川县俄郎沟泥石流发育特征GIS。1622151783上述研究表明，针对泥石流沟的分布及发育特征研究多集中于单沟或特定大流域内，由于泥石流沟及其发育特征分析，、本文以位于横断山区的四川省金川县]，以国)为数据源，建立泥石流沟遥感解译标志，对研究区内已暴发泥石流的沟道水系等要素的关系进行定、属性信息缺乏，在县域泥石流沟解译方法研究的基础上，开展区内泥石流沟分布及分布规律是进一步开展泥石流监测预警为研究区，该区地处我国地形地貌的急变带，地质构造产高分辨率遥感卫星影像(开展防灾减灾急需解决的科学技术问题、降水和人类活动均具有其特殊性[、并对泥石流的空间分布与高程地质构造、地形地貌、地层岩性、万遥感调查坡度、GF-11∶5。。18。·261·自然灾害学报第28卷量分析，进而分析了泥石流沟流域形态石流灾害损失促进研究区经济可持续发展等具有重要的理论和现实意义、。沟床纵比降等特征、。其结果对认识金川县泥石流发育特征，减轻泥1研究区概况-86km，南北宽金川县位于四川省西北部，阿坝藏族羌族自治州西南部，全县东西长31°08'~31°58'原东南缘的过渡地带，松潘流域北低南高，河流由南向北流入杜柯河，东部大金川河流域北高南低，山脉为南北走向5550km2。101°13'~102°19'地理坐标为东经。，全县幅员面积，北纬该县位于四川盆地与青藏高104km甘孜褶皱系东北部，色达松潘断块(又称阿坝地块)的南部，境内西北部杜柯河县境高程在东部高山区山脉脊部为山原地貌，山、型，河谷以上，，短历时降雨的变率较大，空间上降雨的相关研究表明该县泥石流发育地区县内水系呈树枝状分布，河谷断面一般呈，最大年降水嶂谷地形、，多数为尖山脊，少数为浑圆状山脊2040~5007m坡坡度多大于多为峡谷大金川河谷地区多年平均降水量为局地性特征明显，时间上全年降雨呈双峰型分布，的小时降雨量，日降雨量金川县气候属明显的大陆性高原季风气候，县域内各地年降水量都在月是降水高峰期时就有发生泥石流的可能之间，最低处位于马奈坪，最高处在喇嘛山县境西部858.1mm600mm621mm6、930°。。。。。V。≥10mm≥30mm1。T3xT3zh20m所示)及新都桥组(金川县内地层主要为中生界三叠系中统杂谷脑组))轻微变质砂上统侏倭组((、T2Z岩千枚岩及少量岩浆岩和各种成因的第四系松板岩、、散堆积层，研究区概况如图基岩多为脆性岩石，区内褶皱等构造紧密，致使构造裂隙极发育宽大，、造成岩体极破碎，一般呈碎块状，或块体镶嵌结构，强风，第四系各种成因的松散堆积层化层厚度一般大于则分布广而零散，多分布于山体斜坡和沟谷等地，加之降雨的影响，区内岩土体在内外应力作用受地形地貌、崩塌和泥石流等地质灾害，对当地社下，极易形成滑坡、日，阿坝州金会经济发展影响严重川县安宁镇突遭泥石流袭击，共有十余处发生泥石流，全镇四个村均不同程度受灾，经济损失巨大[年日，阿坝州金川县出现入汛以来最强降水天气，人死7卡拉脚乡玛目都村发生山洪泥石流灾害，导致亡[20152016如年月月。13];6121920月]，7余亩耕地消失，直接经济损失14万余元[21]。2210日马尔邦乡八角塘村先布冷沟爆发泥石流灾害，一次性冲出泥石流固体物质2000m3，造成图1研究区高程分布图Fig.1Elevationdistributionmapofthestudyarea2泥石流沟遥感解译2.1数据源及预处理本文泥石流沟遥感调查以国产高分一号(川数据与应用中心申请获取，影像空间分辨率为彩)层次丰富，数据质量较好，满足地质灾害遥感调查技术规定(在ENVI5.3《平台上对高分一号PMS。影像图的投影采用高斯融合处理，影像处理等像的几何畸变和地形起伏而产生投影差像，以其中一幅影像为参考，对其余影像进行色调调整明显。。GF-1)遥感影像为数据源，数据通过高分辨率对地观测系统四色调(色、雪覆盖率约为、反差适中、，云4%2m对数据质量和精度的要求DD2015-01》数据进行完整的预处理，包括辐射定标。图像、克吕格投影，遥感数据均进行了正射纠正，消除了遥感图波段组合为真彩色影最后将图像进行增强，使图像中地物轮廓清晰，细节正射校正、大气校正、在经过融合处理影像的基础上，选取3、2、1-，影像清晰)。高程数据采用用ArcGISASTERDEM30m软件进行研究区坡度提取和高程带划分研究区。1∶5数据()，从地理空间数据云网站(:)获取，并利万地形图等基础地理信息数据均由四川省//www.gscloud.cn/http第2期熊俊楠，等:基于GF-1卫星影像的金川县泥石流沟空间分布特征研究·361·测绘地理信息局提供。2.2泥石流沟遥感解译)影像特征及解译标志建立(1遥感影像是以光谱特征22]色调、辐射特征、几何特征及时相特征来反、映地物信息，目视解译首先要选取工作区比较典型的一小块代表性的区域，根据影像特征(形状纹理等)，运用地学相关规律，配、合多种非遥感资料，并结合实地调查建立工作区统一的解译标志[金川县某典型泥石流沟遥感影像如图。泥石流沟遥感解译主要通过对引起或诱发泥石流发生的环境滑坡崩塌地、色调识别等、金川县泥石流遥感解译工作主要以目视解译为室内解译与、地质背景条件(坡度人类活动、质灾害等)的解译和综合分析，从泥石流沟的总体形态方面予以确定[主，人机交互式解译为辅，初步解译与详细解译相结合野外调查验证相结合的方法松散碎屑物、植被覆盖、所示。。2]24。)遥感解译结果与野外验证(2按照上述方法，通过遥感解译初步判识泥石流沟处，遥感解译得到金川县泥石流沟分布如图216所示3处，待确年。2016926定证，验证和调查过程中新增泥石流沟流沟较少处，其中大型泥石流沟256614。处，并结合遥感影像修正和完善处，中型泥石流沟161。处，小型泥石流沟89图2金川县典型泥石流沟遥感影像图Fig.2RemotesensingimageoftypicaldebrisflowgulliesinJinchuanCounty月对遥感解译结果进行野外验最终确定研究区具有威胁的泥石处，规模以中小型为主，大型100%图3金川县泥石流沟遥感解译结果分布图图4金川县泥石流沟口核密度Fig.3DistributionmapofremotesensinginterpretationFig.4KerneldensityofdebrisflowgulliesresultsofdebrisflowgulliesinJinchuanCountyinJinchuanCounty3泥石流沟分布特征分析3.1泥石流沟总体分布。金川县泥石流数量较多，共计泥石流沟空间分布特征不仅能够直观体现泥石流的空间分布规律，且能揭示泥石流与不同地质环境要/km2，泥石流沟道总面积为独、个处，泥石流沟分布最少的是沙耳乡和太阳同时，本文对泥石流沟进行核密度估计，用于计算要素在其周围邻域中的密度，空间点密素之间的相关性2343.55km2，占金川县总面积的松卡撒、乡镇泥石流沟数量在河乡，均只有个乡镇泥石流沟超过6处，其余乡镇泥石流沟数量均小于个乡镇的泥石流沟分布进行统计表明，阿科里有22处，其中毛日乡泥石流沟分布最多，共处，平均分布密度为二嘎里、对金川县42.23%。咯尔、毛日、10~150.05256处处处15。102583。·461·自然灾害学报第28卷4金川县泥石流沟核密度如所示，结果显示西北部的二嘎里乡以及中东部地区泥石流灾害分布密度较大，中东部一带泥石流沟分布度大的区域表示事件发生的概率大，点密度小的区域表示事件发生的概率小图主要集中于大金川河(大渡河上游)两岸3.2泥石流沟在不同高程区的分布软件，结合研究区数据对泥石流沟口点的高程分布进行空间统计分析，结果见表1的区域内，共计)所示，分析表明，金川县泥石流沟主要分布在高程大于基于(而小于ArcGISDEM和。。2000m4000m其中高程大于97%。/km2，占泥石流沟总数量的2000m44%，小于，大于2500m4000m的区域泥石流沟分布最多，计112的区域内泥石流沟分布最少，为249处，处。7a5图处，占泥石流沟总数量的分布密度最高，为处0.62表1不同高程带泥石流沟分布数量统计表表2不同坡度带泥石流沟分布数量统计表Table1StatisticaltableofthedistributionnumberofdebrisTable2Statisticaltableofthedistributionnumberofdebrisflowgulliesindifferentelevationzones处密度/km2泥石流沟数量面积/高程/m2040~25002500~30003000~35001824779073500~400012884000~500725501128518347(处·km-2)/0.620.180.020.030.00flowgulliesindifferentslopezones坡度(/°)面积/km2泥石流沟口分布数量处/密度(处·km-2)/0~15779.1115~302126.81>302498.280.110.060.028413438(5b3.3泥石流沟在不同坡度区的分布84ArcGIS在处泥石流沟口分布于坡度有石流沟52%布密度最小，为/km2。3.4泥石流沟在各流域的分布处，占总数的处0.02134软件中分析泥石流沟口点在不同坡度带上的分布，结果如表)所示的区域，占总泥石流沟数量的0°~15°，分布密度为0.06处/km2。33%研究区坡度大于15°~30°区域共有泥石流沟和图2;坡度30°。分析表明，共的区域内共有泥处，分38通过分析泥石流沟在金川县不同水系的数量分布，结果如表川流域面积最大，大金川两岸及其支流水系泥石流沟分布也最多，为支流，杜柯河沿岸及其支流泥石流沟分布有太阳河及其支流的泥石流沟分布有流沟分布有3.5泥石流沟在各地层岩性区的分布处处。11。183和图分析表明，金川县大金(5处，西北部的杜柯河属于大渡河的处，中西部的28南部革什扎河在金川县境内流经区域较少，该河流及其支流泥石处，西部的俄热河及其支流泥石流沟分布有)所示184。18c层岩性上泥石流沟的分布结果见表地层岩性与泥石流固体物源的关系主要反映在岩石的抗风化和抗侵蚀能力的强弱上，通过统计不同地板岩区域，有、处，占总数量的，分布密，第四系和砂质黏土区域的泥石流沟数量为分析表明，金川县泥石流沟主要分布在砂岩和图。45d()218%225度为处，占泥石流沟总数的/km2，花岗岩0.16处88%闪长岩区域泥石流沟数量为、处，占总数量的104%。表3泥石流沟在不同水系的分布表4泥石流沟在不同地层岩性区的分布Table3ThedistributionofdebrisflowgulliesTable4Thedistributionofdebrisflowgulliesinindifferentwatersystemsdifferentstrataandlithologicregions水系大金川及其支流俄热河及其支流杜柯河及其支流太阳河及其支流革什扎河及其支流泥石流沟分布数量处/18415281811地层岩性面积/km2第四系砂质黏土、131.24砂岩板岩、花岗岩闪长岩、4500.21772.55泥石流沟分布数量处/密度(处·km-2)/21225100.160.050.01第2期熊俊楠，等:基于GF-1卫星影像的金川县泥石流沟空间分布特征研究·561·图5泥石流沟分布特征Fig.5Distributioncharacteristicsofdebrisflowgullies4泥石流沟发育特征分析为揭示金川县泥石流沟道发育特征，从流域形态特征县已查明的泥石流沟进行分析4.1泥石流沟流域形态特征。流域形态特征对泥石流流量域形状比计算公式为[]22-23流域沟床纵比降、流域沟岸坡度、3个方面，对金川坡面汇流过程等具有直接影响，可用流域形状比进行表示，本研究采用流、式中:为流域主沟长，为流域面积S条泥石流沟进行信息提取统计，并进行流域形状比的计算，结果如图L通过对研究区，流域呈圆接近接近。St。01St=S/L2.，流域形态呈长条形，St)之间，占说明金川县内泥石流沟流域形态以长圆形为主，该形态有利于水流汇))，主要集中于之间(图0.15~1.20.2~0.4)，图66b6aa(((256条泥石流沟流域形状比介于。256所示研究区内泥石流沟总数的集，为泥石流启动提供充足的水动力条件4.2泥石流沟道沟床纵比降特征62.9%(图))。6b(。沟床平均纵比降是影响泥石流形成和运动的重要因素，一般而言，沟床平均纵比降越大，为流水供的势能越大，沟道中的松散固体物质越易启动，从而利于泥石流的发生[的沟床纵比降进行统计如图)所示，从图图()((6c、6d6c泥沙提、条泥石流沟道)可以看出，研究区泥石流沟道沟床纵比降在对金川县256。]17()1自然灾害学报第28卷·661·15‰~930‰之间，其中沟床纵比降在次之，为，沟床纵比降分析表明，金川县泥石流主沟纵比降整体较大，为易发性泥石流分析区内各泥石流沟道流域面积与沟床纵比降的关系表明，二者存在一定的相关性，表现为泥石流沟道数量占比例最大，为400‰~600‰))38.7%(图6d(200‰~400‰流域沟床比降随着流域面积越大，其沟床纵比降逐渐变小，分析结果如图32.0%。。(6c)所示。Fig.6CharacteristicsofwatershedshaperatioandgullybedverticalratiodropofdebrisflowgulliesinJinchuanCounty图6金川县泥石流沟流域形状比及沟床纵比降特征4.3泥石流沟道岸坡特征泥石流沟道内岸坡坡度，是影响松散固体物质产生和富集的关键因素之一，以DEM为数据源，对研究区内泥石流沟道两侧坡岸坡度信息进行提取，结果如图，区内泥石流7，占所有泥石沟道坡岸坡度集中于，其中坡度在流沟道面积之和的5°~45°93.7%之间的所占比例最大，为17]。25°~70°24.7%。15°~25°研究资料表明，山体坡度介于之间滑坡灾害，为泥石流补给松散物易发生崩塌、本文研究区内泥石流沟道岸坡坡度源[1414.79km2，占所有的面积为在，为泥石流形成泥石流沟道总面积的60.4%所需固体松散物质的储存提供了较好的条件25°~70°。图7金川县泥石流沟岸坡坡度统计图Fig.7SlopeStatisticalchartofbankslopeofdebrisflowgulliesinJinchuanCounty5结论本文以高分一号(进行解译和调查，确定泥石流沟GF-1)卫星遥感影像为数据源，通过建立泥石流沟遥感解译标志，对金川县泥石流沟数据和基础地理信息数据对泥石流沟的分布及发处，结合研究区256DEM第2期熊俊楠，等:基于GF-1卫星影像的金川县泥石流沟空间分布特征研究·761·育特征进行分析，主要结论如下:(1尔卡撒、数量的毛日、655%)金川县泥石流沟空间分布具有明显的区域特征和集聚性，从行政区上看，阿科里个乡镇共有泥石流沟处，占金川县总泥石流沟数量的116;从流域分布看，主要集中分布于大金川及其支流，共有泥石流沟处，占总数量的，其余1645%184独松、个乡镇二嘎里、咯、处，占总，其余14072%个流域分布处，占总数量的47228%。)从高程分布上看，泥石流沟主要集中分布于高程(2;从坡度分布上看，主要集中分布于坡度2000~3000m的区域，共有泥石流沟77%地层分布来看，主要集中分布于砂岩15°~30°板岩区域，有泥石流沟、225134处，占总数量的88%。的区域，共有197处，占总数量的处，占总数量的;从各52%)泥石流沟道特征是泥石流活动频率(3之间，其中形状比0.15~1.2有利于水流汇集，具有充足的水动力条件;区内易发性泥石流沟床坡降;泥石流沟道岸坡坡度介于占全县所有泥石流沟总面积的0.2~0.471%60.4%。上述研究表明，金川县泥石流沟数量多危险程度的表征，分析表明区内泥石流沟道形状比均介于、之间的有161条，占总数量的的泥石流流域沟床纵比降位于62.9%，表明泥石流沟以长圆形为主，之间，多为1414.79km2，200‰~600‰这一泥石流高易发坡度区的面积为25°~70°势能条件充足，多为高易发泥石流沟道，建议区内加强监测预警和防治工程育，从而减少泥石流带来的危害。分布受高程、坡度、水系等因素控制，且大多数泥石流沟水动力、、群众泥石流防灾减灾知识的教、参考文献:[]国家防汛总指挥部办公室1.山洪泥石流滑坡灾害及防治[M].北京:科学出版社，1994.OfficeoftheStateFloodPreventionHeadquarters.MountainTorrents，DebrisFlow，1994.(PressinChinese)，LandslideDisasterandItsprevention.Beijing[]M:Science[]中国科学院水利部成都山地灾害与环境研究所2，InstituteofMountainHazardsandEnvironment中国泥石流[M]..北京:商务印书馆，2000.CAS.ChineseDebrisFlow.Beijing[]M:TheCommercialPress，2000.(inChinese)[]王灿3.]四川省金川县俄郎沟泥石流发育特征及治理工程研究[D.成都:西南交通大学，2013.WANGCan.ResearchonthedevelopmentcharacterristicsandtreatmentengineeringofelanggoudebrisflowinJinchuanCountyofSichuanProvince[]D.ChengduinChinese2013.，():[]唐晓春4.SouthWestJiaoTongUniversity]中国西南山区的泥石流防治及展望[J.海洋地质与第四纪地质，，():3105-112.15TANGXiaochun.DebrisflowcontrolanditsfutureinmountainofsouthwestChina.MarineGeology&QuaternaryGeology105-112.(inChinese)[]郭嘉仁5.]四川泥石流灾害规律探讨[J.中国减灾，1997(，73):42-44.GUOJiaren.DiscussiononthelawofdebrisflowdisasterinSichuanProvince.DisasterReductioninChina[]J，1997(，73):42-44.(inChi-，1995，15(3):1995[]J)nese[]谭万沛6.中国泥石流危害的现状[].J水土保持通报，1989):(，69[]J10-14.1999，，1989(，96):10-14.(inChinese)TANWanpei.ThecurrentatateofdebrisflowdisastersofChina.BulletinofSoilWaterConservation[]徐吉廷7.]四川阿坝州主要地质灾害特点及防御对策[J.灾害学，，14(3):46-49.[]JXUJiting.CharacteristicsofmainceologicaldisastersinAbaprefectureSichuanProvinceandcountermeasuresagainstthem.Journalof地球信息科学学报，2010，12(4):480-486.Catastrophology，]王猛，王军，江煜，等[81999，.14WANGMengWANGJun，(3):46-49.(汶川地震地质灾害遥感调查与空间特征分析[]J.，inChinese，)ofGeo-InformationScience[]薛东剑，张东辉，何政伟，等9.XUEDongjian，ZHANGDonghuiJIANGYu(2010，etal.TheearthquakesurveyofgeologicalhazardsandspatialanalysisinWenchuanCounty):(412480-486.，多源遥感影像融合技术在地质灾害调查中的应用[]J.，inChinese，)遥感技术与应用，2011，26(5):664-669.HEZhengweietal.Applicationofmulti-sourceremotesensingimagefusioningeohazardinvestigationRemoteSensingTechnology&Application[]方成，孙晓明，康慧，等10.，)inChinese]遥感技术在曹妃甸海岸带地质环境调查中的应用[J.664-669.2011，):265((水文地质工程地质，2015，42(3):119-127.FANGCheng，，KANGHui，etal.ApplicationofremotesensingtechnologytogeologicalenvironmentinvestigationintheCaofeid-aincoastalzone.Hydrogeology&EngineeringGeology，2015，42(3):119-127.(inChinese)SUNXiaoming[]J[]J.Journal][J.[]黄庭，张志，谷延群，等11.HUANGTing，ZHANGZhi基于遥感和，GUYanqunGIS，]技术的北川县地震次生地质灾害分布特征[J.遥感学报，2009，13(1):177-182.etal.Distributedcharacteristicsresearchofearthquake-inducedsecondarygeologicaldisastersinBei-ChuanCounty:[]黄润秋，李为乐12basedonGISandremotesensing.JournalofRemoteSensing]汶川大地震触发地质灾害的发育分布规律研究[J.[]J，，():132009177-182.岩石力学与工程学报，1()inChinese，():27122008HUANGRunqiuLIWeile.ResearchondevelopmentanddistributionrulesofgeohazardsinducedbyWenchuanearthquakeon12thMay2585-2592.，2008.“5·12”，·861·自然灾害学报[]J.ChineseJournalofRockMechanics&Engineering2585-2592.]芦山地震地质灾害遥感快速解译与空间分析[J.20081227.“4·20”，，():[]常鸣，唐川，李为乐，等13281.)(inChinese成都理工大学学报:自科版，2013第28卷，40(3):275-CHANGMing，TANGChuan][epicenterarea.JournalofChengduUniversityofTechnologyJ]汶川地震诱发大型滑坡分布规律研究[]许强，李为乐J.LIWeile，，.[14(，2013，):工程地质学报，403275-281.，18(62010():etal.Imageinterpretationandspatialanalysisofgeohazardsinducedby“|4·20”LushanearthquakeinLIWeile.Distributionoflarge-scalelandslidesinducedbytheWenchuanearthquake.JournalofEngineeringGeology，2010，18，XUQiang():6818-826.(inChinese)inChinese)818-826.[]J[]杨迎冬，晏祥省，张红兵15云南省东川区泥石流灾害SPOT5]遥感影像特征[J.灾害学，2010，25(4):59-62..YANGYingdong，YANXiangsheng，ZHANGHongbing.CharacteristicsofSPOT5remotesensingimagesofdebris-flowhazardsinDongchuanCounty，YunnanProvince[]J[]童立强，聂洪峰，李建存，等TONGLiqiang，NIEHongfengingtechnologyintheHimalayas]周纵横，任光明，许英杰，等，，():(42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城市老旧小区内外业一体化给水管线探测

随着城市小区不断的建设和完善，地下管线种类繁多，分布复杂，特别是老旧小区不同时期建设的管网构成更为复杂，图件资料匮乏，维护非常困难，其中给水管线的问题尤为突出.本研究首先分析了城市老旧小区给水管线特点及其对探测的影响，结合不同探测技术对不同材质管线探测方法的优缺点，提出了多方法综合探测的合理方案.最后以某小区的管线探测工程为例，介绍了管线探测内外业一体化作业流程，阐述了如何综合运用多种方法，包括声学探测法、电磁感应法、地质雷达法对给水管线进行综合探测和分析.该研究对于我国大量城市老旧小区管线的管理和维护具有重要意义.
西方绅士化研究进展及其对我国城市建设的启示

作为一种全球现象在各地兴起1960数据基于，CiteSpaceV年代被提出以来就成为了多学科的研究热点，随着城市化与全球化的不断扩张，绅士化，以。中WebofScience（WOS）1990可视化文献分析软件对这些数据进行分析年以来西方绅士化研究的篇文献为原始2200绘制了西方绅士化研究前沿的知识图谱以及关，键词频的聚类分析展现出西方绅士化研究领域的知识结构关系及其演进特征，研究发现。西方绅士化的理论分:析视角主要包括政治经济学视角消费者文化视角、家庭生命周期视角等供给和需求两大理论解释层面、化的发展主要包括起步阶段（1960-1970年扩张阶段）、（1971-1990年全面发展阶段）、（1991年至今）;西方绅士;西方绅士化的研究主题主要包括绅士化衍生概念研究绅士化产生原因、绅士化的影响等方面、西方绅士化研究呈现出研究，视角日益复杂化研究内容不断深化、具有全球化与地方化等特点、。我国的绅士化现象有着明显的中国化语境特点应充分利用西方绅士化相关理论发展和实践成果，发挥其在我国城市增量建设以及存量改造中的积极作用，同，时我国城市建设中应减少乃至避免绅士化引发的负面效应关键词:中图分类号:F299城市建设;文献标识码:A研究进展;西方;绅士化。文章编号:1672-0504（2020）01-0121-08引言0、、，，年社会1964Glass地理学，Smith从而导致的经济英国社会学家，绅士化逐渐成为西方城市学，经济学等学科领域的研究热点、率先提出了绅士用来描述中产阶级搬迁到内城衰败的工人化概念文化以及住阶级社区居住随着城市化及全球化的快房变化等一系列现象[1]。绅士化已经从西方国家蔓延到中国等东方速发展，将这种绅士化国家[2]，并成为一种全球现象经历了半个多世的地域扩张称为广义的绅士化[3]。社纪的发展对于绅士化的会学，研究层次和水平也在不断加深然而对于绅士化的且已经从绅士化的概念蔓延分析和辩论从未结束，绅士化发生的地区及绅士到了绅士化产生的动力、绅士正如化的影响效应等方面，，Beauregard化是一个混杂的概念虽然对于绅士化的辩论“日渐激烈个特征但总体上绅士化概念主要包含，，即邻里外的高收入者置换邻里内的低收入者邻里内部物质条件得到改善以及邻里特征发生转变[5，6]。绅士化的发展与西方国家的高度城市化水平及逆城虽然我国大市化密切相关由此而出现内城衰败所指出”[4]。、、。3、（），，部分地区仍处于城市化快速发展阶段但由于城市化率不断提升以及住房体制改革和旧区改造等现为绅士化在中国的发展奠定了基础如何基于绅实，，成为未来城士化理念为我国城市建设提供新思路与西方绅士化研究的市发展绕不开的话题研究水平丰硕成果相比，和案例区域也有待深入可视化软件和定量分析法对西方绅士化研究进行系统归纳和梳理并为我，国城市建设提供借鉴与启示以期丰富我国绅士化理论研究，我国绅士化研究起步较晚，CiteSpaceV本文运用然而，。，。。西方绅士化理论分析视角1:。以来西方对绅士化现象的研究出现了多，在对绅士化的原因和影响的解释上主张以经济结构和生产为中心，1970s个理论流派有两大主要思想流派影响士化进行解释需求端（费理论曾被讨论为同一硬币的不同方面士化仍被认为是一个复杂的过程，第一类主要受马克思主义的对绅第二类主张从消费者的需求和偏好虽然绅士化的生产和消但今天绅角度进行切入[7]。）供给端（;，）政治经济学分析视角（1）。。绅士化与人口向外收稿日期:2019-01-10;基金项目:作者简介:国家自然科学基金项目张海男（1995-），修回日期:2019-06-04（41971171）硕士研究生，主要从事城市旅游，主题公园等领域研究、。*通讯作者E-mail:ahlusong@126.com第页221地理与地理信息科学第卷36，，，（根据最佳利用“即地租落差（刺激资本投资的原因周期有关[8]。）房屋的经济理论企业和工围地区转移的中心地区房地产贬值、房地产的业Smith潜力之间的差异是造成租金差低成本与”其认为资本距，）、绅士化和城市更新不过是更宏是城市建设的动力绅士化是那大的不平衡发展过程的前沿领域而已些普遍而又相当具体的空间力量在不同规模上运作而这个过程的结果就是导致不平衡发展的结果并，，由此提出了的不平衡发展理论[9]。由资本跷跷板”“于忽视和撤资城市社区在很长一段时间内都在衰但这些衰退区域的战略位置和经济潜力吸引了退风险资本的开发商和投机者其希望在区域恢复或当地租落差达到足够满足住宅再翻新后能够获利开发利润空间时资本会重新注入内城区的住宅再投资市场[10]，从政，绅士化本质上是由资本流动的治经济学的视角看逻辑所驱动的[11]。由此导致了绅士化现象基于此，，。，，，，““，，”，（2）”[14]，。Smith消费者文化视角的角度出发”的地租落差理论对于解释绅士化发生的必要经济条件至关重要却无法解释文化及消费者个人偏好因素在绅士化中的重这类研究者认为引起绅士化的个人的社要作用[12]。从会和文化特征是理解其原因的基础[12，13]，Ley认为中产阶层的消费理念及住房人“即绅士动机在绅士化的发展过程中起决定性作用，而是强调化现象的产生并非主要依赖于利润动机，在以绅士化为标志的中心街区出现的新文化阶并且社会空间的变化与从福特主义者到后福层特主义社会的大规模社会转型产生共鸣[15，16]，其住典型的中产阶级和传统的富裕阶房偏好不同于层年轻此外专业人士寻找特定生活方式的人群，自营职业者等、可持续发展理论视角、也因此聚集在一起[17]。）提高、住区生态环境质量是目前很多城市发展面临的一个因为在富裕阶层和低收入社区之间存在迫切问题着绿地空间供应方面的巨大差异[18，19]。对绿色空间需求的增加已经成为推动绅士化进程的重要原因，如纽约的高线公园最终使，社区加快了绅士化进程[20]。这种绅士化背后更多能看到政府的作用公共机构特意在服务欠缺地区建以便利用租金差距并吸引富裕的立新的绿色空间，等[23]将这种合作关系称为绿色阶层[21，22]。Gould即通过政府与社区开发商之间的联盟共增长机器同推动地区的绅士化进程从而，促进地区的可持续发展对绿色空间投资的成功，双方都可因此获益，获取环境设施艺术家（3）”，（。，，“。，）人口老龄化对住。的影响或许可以为人口家庭生命周期理论视角（4）绅士化的重要表现之一（这样的争论主要集中在两方面，房市场绅士化研究的家庭生命周期理论提供支持[24]。的变化一直被视为住房市场的重要影响因素之一，但人口老龄化对于住房市场的影响却成为了争论的人口老龄化是焦点:否以及在多大程度上影响住房市场的变化?一方反对者认为过度夸大或忽视老龄化对于房地产面市场的影响都是不合理的[25，26];支持者认，为二战后出现的所带来的人口老龄化”问题对房地产价格的上升起到了很大的推动作用家庭生命周期因素离家出走的孩子如生育子女、）对住房市场的动态产生重要影响仅次于经济因素）[27，28]。Myers[29]在对婴儿潮一代的住如家庭收入（房价格与老龄化趋势之间的关系进行研究后发现，婴儿潮一代进入成年期推动了城市的扩张和绅士化进程家庭生命周期理论对于绅士化的解释十分必要婴儿潮时代“另一方面总而言之。，，（，。西方绅士化发展阶段2、，到年（1）19731960s所以，总体而言零星化“:1960-1970系统化的绅士化现象的出现可以追溯到绅士化现象发展至今大致可以分为起步阶段阶段和全面发展阶段一定地域范围内政治。经济等要素发展的直观体现、1950s，扩张绅士化的发展是绅士化发展主要呈现出，早期的绅士化现象集中在美国，。该阶段的绅士化起步阶段。年的全球经济危机浪潮大致出现在特点[30]。爆发之前”绅士化现象的出现是一种城市化水平高速发展的体西欧等发现内城的住房投资成为这一时达国家的大城市地区政府成为这一时期绅期绅士化发展的最直接体现改变内士化发展的主要推动力量年全球经济危机的出城衰败虽然但对于绅士化发展的影现抑制了住房市场的开发响却相当微弱经济衰退也鼓励资本从非生产性部门转向生产部门[31]，如这为第二阶段的娱乐，绅士化发展奠定了一定的基础零售业和住宅市场的再投资、。绅士化被认为是，在更广泛的层面上的良药[30]。”事实上1973、，“，，，，。。年（2）扩张阶段:1971-1990末开始得到复苏之后当全球经济在绅士化以前所未有的速，绅士化正突破其早先所在的大城市区与起步阶段政府的直接扩张阶段的绅士化发展多是政府和市场政府开始努力刺激私人市场而不1970s度得以发展域而开始向更大范围发展投资相比共同作用的结果，，。，第期1张海卢松，饶小芳，西方绅士化研究进展及其对我国城市建设的启示:第页321是直接参与到绅士化发展的协调过程当中变发生的原因在于所认为的那样这种转西方国家自正如新自由主义的兴起对于绅士化，主要表现在西方市场的高度自。以来1970s，，，Smith发展产生重大影响由化转变[6]。冬”，1987由此展衰退，全面发展阶段私有化以及城市政府由”、这种高速发展期在寒年全球股票市场的崩溃带来了全球经济发”末遭遇了管理型企业型1980s向“““（，。。（3）1993:1991但随着年至今。1987该阶段的绅士化发展随之而止，从地域范围来看年以来全球经济的复苏乡村绅士化出现绅士化开始在全球蔓延，。年全球经济的衰退导致一些地区绅士化发展停滞甚至退后绅士化发，展迎来了全新时期乡村地区开始成为绅士化发展的重要阵地），如且伴随着全球化的发展（中国绅士化现象的出现因此提出城市绅士化与全球城市经济重构和全球城市社会结构重组有作为全球性城市发展战略的城市绅着重要的关系大力推进城市绅士化进士化，程已经成为世界各地许多城市广泛用以吸引社会资从绅士化的推动主体参与全球化的重要途径[32];本、来看同市场正式成为这一阶段绅士化发展的主体，，与前两次政府在其中发挥着更为积极的作用时，绅士化发展带来阶层对抗不同随着工人阶级在绅，这一时期的置换士化浪潮中被新的中产阶层所对抗开始呈现明显下降趋势城市更新“为口号”），Sassen以，”，。“，。ofScience主题进行搜索篇文献本文使用2200基于3CiteSpaceV的西方绅士化知识图谱经历了半个多世纪的发展现出多样化发展态势究热点和前沿进行全面分析核心合理数据库。，本文借助西方绅士化研究呈对研CiteSpaceV基础数据来源于。输入，并对相关文献进行筛选，研究年份为，“gentrification”Web为最终共得到，年。，，65Pathfinder1990-2018遴选出频次在，最后使用CiteSpaceV化文献的关键词进行分析切片图谱知识网络及所有切片的合并网络进行剪裁到精简网络结构处理表明关键词出现的频次越高研究年份晚研究越多1990-2018对年的绅士以每两年作为一个时间次以上的关键词并形成知识算法对每个时间切片的从而达经过，节点越大，节点圈层的颜色代表浅色调代表越，表明该关键词近年来，具有共引，突出重要节点与联系的目的、个节点深色调代表出现时间越早，节点整体颜色偏向浅色调，共现网络中共得到，可知由图155与。，，。1，gentrification。替换（geography）、等关键词同时，（city）、（neighborhood）地关系的关键词有城市（displacement）、表明邻里理，绅士化的研究仍主要以城市为研究对象邻里，的变化及居民的替换表明了绅士化发生所带来的主上述研究热点大致可以分为城市绅士化要特征、绅士化产生机制及绅士化的影响等方面展示了西方绅士化研究中热点关键词的时间变化趋势。研究区域主可以看出，世纪绅士化研究呈现出复杂化要以城市为主居民的替换及邻里的变化等诸多主题集中涌态势但新研现，究主题与早先的研究热点有着密集的共引关系表明如今西方绅士化的研究是在已有研究基础上进一步深入发展，虽然近年来出现的研究热点频率在下降，早期绅士化的研究主题较少，;21图。2“”，。图1基于关键词构建的绅士化知识网络（1990-2018Fig.1Gentrificationknowledgenetworkbasedon年）keywordsduring1990-2018基于关键词构建的知识网络聚类分析共得到0.4~0.8之间适合聚类一般认为如图，Modulariy=0.5413，。8值个聚类在西方绅士，化研究的关键词聚类可以概括为绅士化研究的衍生绅士化与城市建设以及绅绅士化产生的原因概念、、士化带来的影响等方面这也与后文所梳理的绅士化主要研究领域相吻合Modulariy所示3，。西方绅士化研究主题4（1）。Glass绅士化概念衍生将绅士化定义为富裕居民涌入工人阶级中心城区的过程导致低收入居民的直接流离失所以及邻里的社会经济升级[1]。随着绅士化研究的深入绅士化的概念得到不断的新的案例区域和研究对象的出现让绅衍生和扩张士化的概念变得日益多样化和混杂化长期以来，绅士化一直被视为一种城市发展所带来的现象但，，。，，第页421地理与地理信息科学第卷36图2西方绅士化研究关键词年度变化Fig.2Annualchangesofkeywordsontheresearchofwesterngentrification、）（，，，。人“，Glass，重新年回归的因素”也是一个阶级绅士化与城市发展从更宏观的层面来看素生产方的视由此而推动了地区的绅士化进程。，角对于解释绅士化的原因至关重要但同时也忽视，绅士化是由中消费层面视角认为了指出广泛的社会变革产阶级的偏好造成的[15]，Ley这是因和新中产阶级的创造是造成绅士化的原因为人们渴望消费城市环境所提供的文化设施和美学绅士化是全球生活方式[36]。化的结果和表现形成的全球过程[6]。（3）全球区域间扩散演变背景下）的战略）法令体现得更为明显”。围内改造内城区域和吸引资本市战略[37]。1964为中产阶级的“作为一种全球城市战略日益普及在全球范围内的横向“低等级城市的高级化（能作为城市建设复兴（兴市衰落的原因市社区的实用解决方案建立一个新的愿景开发的土地上城市复兴的机会的现象而转变为城市发展的系统规划规模城市的发展绅士化已成为世界范人流回归的重要城只是单纯将绅士化描述如今绅士化尤其是在绅士化纵向”绅士化之所以城市复城市特别工作组将确定城:城镇和城将为城市更新绅士化的新住宅应建在以前……，60%可提供世纪初是一个改变的时刻，绅士化正从一个微不足道偶然严格的战略、为大，城市区域内的绅士化和私有化进程加剧，以及将人们带回城市或许英国的，替代了工人阶级，21。建设提供了平台[38]。、规范、……”（和它”，，）“，（。、）“、绅士化的影响（4）从空间上来看绅士化的影响具有多样绅士化对地区的影响主要在于。，性。图3西方绅士化研究关键词聚类分析Fig.3Clusteranalysisofkeywordsontheresearchofwesterngentrification，”””、“”、“乡村绅士化学生绅士化旅游绅士化“等概念的提出绅士化的特征因地而异，和绅士化研究趋于多元取决于许多地方因，地方性绅，“也不会导致统一的结绅士化影响的领域及其背景的扩展也表明了随着新建绅士化“化素[33]，绅士化呈现出一定的士化不是一个单一的过程果[34]，这种现象的复杂性由此可见”。，。，”““，和（2）生产方绅士化原因分析。必须结合从生产层面视角来看目前研究者普遍认为消费方理解绅士化过程行解释[35]。为经济发展的不平衡均衡的城市发展造成了区转移到欠发达地区归资本投资循环的结果值之间的地租差距便是资本得以“然后以从而达到最大化积累[10]，，要，进”绅士化直接原因认为资本主义社会中不资本从发达地模式再次回即绅士化是投资减少和而土地的实际价值与潜在价的重要因”，跷跷板租金差距，Smith回归，，“”“”第期1张海卢松，饶小芳，西方绅士化研究进展及其对我国城市建设的启示:第页521，，“和”随着，全球化“从时间上来看的快速发展”绅地区的重建[2，11]以及住房的更新[39]等方面这样的空间影响正由士化，简而言早期的内城地区扩散到郊区甚至乡村地区绅士化是一种社会空间从下层社会向上层社会之空间的转换过程[40];新时期带来了绅，士化地区的社会融合与升级以及阶级的重组[8，41]，这样的一种影响可能更多地表现为隐性层事实上面但由于与周围环境的联系感减弱到自己所在的地区[42]，”于不同层次的居民也存在差异，的群体是老年人这与其收入水平直接相关，限制导致其住房选择的灵活性更低[43，44]。），长期居民也会感，当然这样的影响对，受绅士化影响最多收入的，虽然更多的居民并没有发生物理位移，被推出“即迁移，（西方绅士化对我国城市建设的启示5“”。“，”“阶段1990s事实上绅士化逆城市化伴随着，我国仍处于城市化发展的上升阶段，绅士化作为一种全球化现象和中产阶层运动而迅速兴起”逆城与西方社会高度发达的城市市化，整化水平相比，但这并不体而言并未进入所谓的现象在中国失去了所需依存的土意味着壤以来的住房市场化改革，绅士化现象便在我国大城市的快速城市化和社会空间再造运动中有所体现如今这样的绅士化现象已，甚至学区房开始从空间上蔓延到了必于乡村当中马克思主义地理学认为然性即城市是资本积累城市化的本质是资本的城市化城市化的从这个意义上来说和循环的空间节点[45]，，一是资本的向外扩张带来城过程可能包括两部分:，二是资本的回流即增量建设市的整体向外扩展促进城市内城区域的改造复兴”绅士化现象在中国的出现显现出普遍性“景区周边的特点;即存量改造，与””、““。“”。，，，。，，，5.1动后市发展的重要战略而加以实施来的正面影响显而易见展有着不可替代的作用幅度增长由此带动建筑，对我国城市“存量改造”的借鉴意义在经历了高度发达的城市化及随后的郊区化运越来越多的西方国家城市正把绅士化作为城事实上绅士化所带它对于拉动城市经济的发资本的回流带来投资的大服务等相关产业的发展。部分城市59.58%，我国城市建设也逐，从增尤其是在近年来城，绅士化将为了延续城市历史风2018向外步走向告别外延扩张量到存量发展市更新以及旧城改造运动加快的背景下成为一个无法回避的问题年我国的城市化率达到了式蔓延不可持续摊大饼“的时代已经到来”转向内涵发展的阶段，“，、”，、。，，，，。，，，Smith在这一过程中由此促进资本绅士化发挥着重要作用建筑破败等原因而逐渐衰落、避免大拆大建或任由历史文化遗存破败以致最貌许多城市在进行内城的更新建设时采取了终消失随着我国近年来城市化速度的加快绅士化战略[46]，，许多以旧城改造为代表的城市更新得以迅速推进地区逐渐显露出某些与西方绅士化现象相同的特首先征，但因基础设施城市内城区域拥有较好的地理位置的地租理落后论对于重新认识旧城及历史文化街区等地区的价值发挥着重要作用大群体的流动促进了旧城地区得以重新量绅士化者”“开发消费者文化视角则为城市旧城文化景观其次;，居民生活空间的重塑和新消费空间的出现的变迁提供了较好的理论解释甚至新文化的进入由此带从而引发内城传统空间的来文化创意产业的发展，在此过程中政府发挥了主导作用通过重新利用，，提供优惠政策和对环境与基础设施的投资调动土、调动了消地和房屋等资源克服产权破碎化等手段费方和供给方的驱动力对土从而使绅士化地进行整合并组织居民的拆迁安置得以实现[47]。并解除制度上的障碍，人流的回城），”，，（，、“、。，5.2，、（。，”;，），对我国城市“增量建设”的借鉴意义西方国家城市化高度发达引来大量的人流城市郊区不断被纳入城市范围物流绅士化者“资金流的集聚、人群上兴建小区或者大型游乐园等设施）城市建成区不断向外大规模扩张和，蔓延绅士化现象多集中而我国还处于城市化发展出现在衰败的内城区域摊快速上升期“在此大饼式绅士化现象过程中表现出较为明显的绅士化特征，如在棕地已经突破了传统的旧城区域而向外扩展闲置的或者未充分利用的商业或工业指被遗弃的、（如深圳不动产包华侨城引发大型娱括中高端人士等各种），从而撬动了城乐设施建设带来的新建绅士化现象即潜在地租和现实地租的市新城的开发（差异而非郊区化的表现[2，48]。城市向外扩展的同时涉及城市郊区农村地现象是其中的一个典型域城市化的过程土地权问题对于这些尚未完成，属仍然为农村集体土地学文创产业、、引来大量的游绅士化者生化群体等带来这些地区人口结构的重构以及物质景观的客，厦变迁门曾厝垵村利用绅士化理论研究我国，快速城市化过程中城市扩张及其产生的影响以及绅”拆村建居“”艺术家群体是中国快速城市化的结果）从而使得绅士化得以实现），群体的入驻这种租差，如广州小洲村）[49，50]。城中村的村庄因此，“（”，（“”，，（、，第页621地理与地理信息科学第卷36士化在其中的作用具有重要的借鉴意义，。我国城市建设中应避免西方绅士化过程中出5.3现的负面效应，。“。，，置换近年来也在加快着内城旧区的改造进程，西方国家的城市绅士化带来了一定的负面影资本的回流导致城市空间资源被市场化响一方面，:房地产价格的大幅上升几乎成为了必方式而利用然结果新阶层的进入也带来了新的文化另一方面;，城市空间不可避免地被改造成为新迁入消费方式群体的消费场所房地产价格的上升以及城市空间文化的变迁导致原住居民被新迁入群体所”，并且被改造的城市区域由此逐渐形成一个封闭性与原住居民呈现出不断被边缘化的特排他性的空间城市不断向点我国的城市建设不断加快，，外拓展的同时由，于旧城地区大多有着较好的地理区位条件对于中而其在与原住居民高收入阶层有着巨大的吸引力的市场支付能力博弈中有着一定的优势原住居民年代以来我国推进住房由此被迫迁出。相关的法律便也开始陆续出台制度改革后土，等都明确规定征收土地要对土物权法地管理法》地使用人予以补偿补偿但在补偿标准西方相关研究中揭意愿等方面还存在着一些问题示了绅士化会带来原住居民被置换形成新的社会旧城改空间隔离等社会问题、保护造等建设活动中如何避免形成新的阶层隔离好弱势阶层的利益成为必须考虑的问题我国城市更新补偿方式1990s因此虽然》、《如，，《，、、。、，，、，，。研究评述6、（。，，，），）;另外如社会被提出以来文化环境的改变研究视角日益复杂化绅士化自总体而言对绅士化的解释从早期的，发展到后期的强调取得了丰硕的成1960s西方绅士化研究主要呈现出以下特从概念的关注视角来早期的绅士化研究更多关注的是物理空间层面后期的绅士化研究则更为关注社研究果点。1）看，如住房的变化（会空间层面视角趋于多元化层面租差理论（活方式全球化推动绅士化在全球蔓延个复杂的过程，化现象呈现出复杂化趋势[51]，“”研究内容不断深化地方性“。域已由早期的城市扩展到乡村地域现得更为多元化城的不断深入”生（而今天的绅士化则被理解为一绅士，同时又具有一定的绅士化的研究区绅士化现象表内但随着绅士化的扩张以及研究，旅游，绅士化研究正朝着多样化而发展，，的复兴发展而来”早期的绅士化现象更多是由）文化偏好、，生产“作用”。2）消费），“”“。，。，”，相比。3）阶层置换，呈现出学生绅士化、新建绅士化、超级绅士化、绅士化的全球化与地方化由此不断扩展着绅士化的理论体系，”绅士化的发展离不开所处的地方环境，消费绅士化、绅士化等多种驱动因素下的绅士化现象正得到更多同时的关注。，不同类型绅士化之间的差异性得到更多关注如从乡村绅士化近年来受到了绅士化发生的地域来看与城市绅士更多的关注然而越来越多的研究发现，，化普遍存在的乡村绅士化多表现“伴为各阶层的共生随着全球范围内城市化的快速发展以及绅士化在地绅士化已经从西方国家区发展战略作用中的兴起开始蔓延至全球区域但同时绅士化在，而这样的复杂地理上的传播使其变得更加化背后所体现的就是这样的，中国某些绅士化现象便地方化是普遍存在的，可能是一种新型的绅士化深圳华侨城是从一个棕地，而不是从一个中产阶级社区发展而来[2]。改造而来，在西方国家所推主导绅士化的因素更多为，政府在其中或许扮演着动，这与绅士化本身的发展阶段更为重要的作用，西方国家的绅士化早期发展过程中政府是相关的绅士化的全球化扩张与地方也起到了重要的作用的差异促使绅士化特征呈现出多元化特点复杂化“地方化特色“例如，而在发展中国家或地区，”，事实上，当然，全球化特点市场“，，”，“。”。参考文献:[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利用薄片鉴定、扫描电镜、黏土矿物射线衍射分析等技术手段研究东海盆地西湖凹陷西次凹花港组致密砂岩储层的成岩序列及成岩演化环境;结合对储层原始孔隙度和次生孔孔隙演化模式。结果表明，西次凹花港组储层成隙演化过程的恢复，建立了花港组储层成岩-岩作用类型主要为压实作用、胶结作用和溶蚀作用，经历了早成岩期、中成岩个成岩阶段，依次对应弱碱性、弱酸性、酸性、酸碱转化带36.23%，压实种成岩环境，并揭示了成岩环境演化过程。恢复的储层原始孔隙度为5减孔率为86.53%，远大于胶结减孔率，溶蚀作用下次生孔隙度增加明显。压实作用是造成孔隙减少的主要作用，酸性成岩环境下的溶蚀作用是西次凹花港组优势储层发育的关键因素。
鄂尔多斯盆地东胜东三叠系-侏罗系湖泊风暴沉积的发现及其意义

鄂尔多斯盆地东北部东胜-纳林河一带出露的中生界三叠系-侏罗系-白垩系地层，为一套河湖相沉积（白垩系可能40km有风成沉积）。在三叠系-侏罗系地层中发育完好的风暴沉积和风暴岩。在东纳林煤矿-德胜西岔路口的国道两侧长约。这套风暴沉积主要为一套河流-三角洲-湖SS，）极为引人注目。初步研）凡发育有风暴沉积或风暴岩的地方，地层的成层性极差，究认为，这套风暴沉积和风暴岩主要发育在浅水湖泊中。主要特点:）岩层的接触关系主要为冲刷面，很少正常沉积接触，冲刷面呈不规则波浪状，最大起伏可地层多呈透镜状、豆荚状或波浪状;）岩性达灰色泥岩;具有明显的二元结构（下粗上细;下部块状上部发育层理）;在以粗碎屑为主及其组合主要为一套黄褐色砾岩）在德胜西岔路口的重要剖面的风的风暴沉积中砾岩是常见的底部沉积。在纳林煤矿附近有煤层形成的风暴沉积和风暴岩;，大部分具暴沉积和风暴岩底部发育了，砾石直径大者可达有叠瓦构造，前者可能指示了向湖的风暴回流，后者指示了向岸的冲洗流，揭示了风暴冲洗流非常强劲;）灰色含砾块状泥岩，砾石呈漂浮状，揭示含砾泥岩是风暴冲洗流形成的类似于泥石流的快速沉积，而非正常天气形成的静水沉积;厚数十厘米的含砾泥岩揭示了当时的沉积速率相当大，也揭示了风暴流极其浑浊，可能几乎接近饱和;）振荡流占优势，但在某些部位又具有明）总体沉积背景是一种宽阔浅水湖泊环境，以原地振荡垂向沉积为主。鄂尔多斯盆地三叠系-侏显的复合流和振荡流特点。罗系湖泊风暴沉积是一种新的沉积类型。到目前为止，还未见到有关如此大型的的相关报道。研究表明，形成这种风暴沉积的水体的最大深度在左右。鄂尔多斯盆地早三叠世-中侏罗世的风暴沉积和风暴岩的长期发育与长期稳定的强烈亚洲季风有关。1957关键词丘状构造和洼状构造;第一作者简介钟建华，男，通信作者倪良田，男，博士后，中图分类号50mHCSE⁃mail:382938098@qq.comE⁃mail:957576033@qq.com层较厚的砾石层，其中中间一层为厚数十厘米到年出生，博士，教授，沉积学和构造地质学，;湖泊风暴;鄂尔多斯盆地30~40cmP618.131~2m1~2m文献标志码HCSSCSSCS1~34;A7和568和0引言70在上个世纪年代风暴沉积被发现并引起了学者的重视，并迅速成为沉积学的研究热点，但至今风暴沉积仍有很多基本问题未得到解决。近期的研究国道从纳林煤矿发现鄂尔多斯市东胜区东部沿余公里的公路两侧发到德胜西岔口及昌汉布拉的育了很好的风暴沉积或风暴岩（图）。通过详细的1094012020⁃05⁃022019⁃12⁃30野外工作取得了新的认识，对深化湖泊风暴沉积或风暴岩的研究具有重要的科学意义。60m26.5°水深和水体温度在风暴沉积作为一种较特殊的沉积体，其形成风（原生风暴理论上要求暴）的环境。风暴沉积（台风、咫风、风暴潮、或地震海啸）是由（热带）风暴形成的，一般发育在正常浪基面与风暴浪基面之间。风暴破坏了原来的正常水温和水动力条件，一方面改造原地沉积，另一方面又[1⁃6]收稿日期:基金项目:国家自然科学基金项目（;收修改稿日期:42072138）[Foundation:NationalNaturalScienceFoundationofChina,No.42072138]354沉积学报39第卷1Fig.1LocationmapofMesozoicstormdepositsineasternOrdos鄂尔多斯东部中生界风暴沉积的交通位置图，[7]）20m50mCTSDCliffTopStromDeposits把风暴从浅水处翻搅起来的较粗粒碎屑带到“静水环境”或冲上海岸（海啸），形成这种低能条件下的高能沉积，并与低能的细粒沉积交互在一起。风暴的能量非常大，风暴浪可冲向高的海岸悬崖顶并的巨砾，形成一种特殊的沉积-悬崖搬运直径顶部风暴沉积（。在斜坡带，风暴翻搅起来的粗粒碎屑会继续沿斜坡流动，如坡度足够大，风暴翻搅起来的粗粒碎屑会突破风暴形成的浪基面而继续前进，形成浊流沉积，这一点在山东青岛灵山岛洋礁洞出露明显。小型风暴作用的深度只有数米，大型风暴作用的深度则可达百十米，可能甚至更深（约为年由级的海底地震引发的印尼海啸，其海浪高度超过，按照波长与波高的关系推测，其海浪波长可了以上。有资料表明，波浪作用的深度一般在达年印波高的尼海啸引起的风暴作用面超过。尽管风暴成因的证据不及人们的期待，但现代大陆架风暴沉积[8]的研究较丘状交错层理更为深入。风暴的这些动力参数是认识风暴沉积的基础。8.910m100m20倍。由此可以推测200m200m倍，波长的20042004）。例如2风暴沉积和风暴岩最初发现于海相地层，但近，，10cmHCSSCS[9⁃15]Allen[16]HummockyCrossStratificationSwaleyCrossStratification年来在湖相地层中也有发现。有意思的是，湖泊的[8]，后来有风暴沉积和风暴岩是在岩芯中首先发现的很多相关报道。当然，最早发现湖泊风暴沉积的可能是，但他似乎不大确定是风暴沉积。我的岩芯上发现丘状交错层们认为，要在直径约理（）和洼状交错层理（）是比较困难的，要求观察非常仔细。即便到目前为止，与海相风暴沉积和风暴岩相比，陆相风暴沉积和风暴岩的露头研究还不充分。从风暴的严格定义来看，湖泊是不可能形成风暴的，所以也就没有真正意义上的风暴沉积和风暴岩。但是，就曾）的湖泊中做过风在加拿大大湖（层系暴沉积的观察实验，获得了典型的及其组合与风暴流参数之间的关系。年加拿大-美国的五大湖之一的伊利湖也出现了大风暴（图月份，五大湖湖边的风速也高达GreenwoodHCS2016CanadaGreatlakes[8]etal.SCS），而每年1986112年和45~50km/h11℃2。在这段时间里，水面温度维持在25ft7.6m左右，湖浪最高时可以达到）。因此在伊利湖发现的风暴（过路风暴）否定了这个推论。从湖泊沉积物的特点看，发育风暴沉积构造和）（图（约2第期钟建华等:鄂尔多斯盆地东胜东三叠系-侏罗系湖泊风暴沉积的发现及其意义3552StorminYiliLake(modifiedfromChinaDaily[17])伊利湖的风暴（据中国日报）[17]图Fig.2沉积体也是客观的，所以必须肯定湖泊环境可发育风暴沉积和风暴岩是不争的事实。此外，在露头尺度研究风暴沉积和风暴岩的成果相对较少，所以开展这方面的研究有重要意义，尤其是研究区露头出露极好，可以做三维观察描述。本文旨在从内蒙鄂尔多斯市东胜区东部发现的典型风暴沉积和风暴岩，探讨相关的科学问题。地质概况12研究区位于鄂尔多斯盆地东北部，自晚古生代结束地台沉积后，研究区受东西向挤压，发生隆升和褶皱，海水完全退出，进入陆内沉积演化阶段，出现了大型湖泊，形成了三叠系-侏罗系的一套河流-三角洲-湖泊相砾岩-砂岩-泥岩-煤层组合。发育风暴沉积和风暴岩的地层为侏罗系-三叠系。其中研究区纳林煤矿主要为侏罗系的煤系，向东层位逐渐变为三叠系的河流湖泊相砂泥岩，风暴沉积和风暴岩发育在这套地层中，这套中生界地层基本是水平的，风暴岩累积出露长度超过了。本次研究的具体地点从鄂尔多斯以东纳林煤矿经德胜西岔路口向东至昌汉布拉的），长度约。该路段断续出露了非常好的风暴沉积和风暴岩，其中最好的露头在德胜西岔路口的萨拉齐，剖面长度1000m1。我们对这此剖面进行详测。国道两侧（图40km548m109风暴岩与风暴沉积特征HummockyStructuresand，HSSS本文涉及的丘洼构造（SwaleyStructuresHummockyCrossStratificationSwaleyCrossStratification）不是丘状交错层理）和洼状交错层（理（），因为内部没有发育层理，故不存在交错层理。根据大量的野外观察，HCSSCS，，StructureStructureHSSS风暴岩或风暴沉积、尤其是大型的风暴岩或风暴沉积都不发育或很少发育丘状交错层理和洼状交错层理，而是发育底形上凸的丘状构造（HummockySwaley，，）和底形下凹的洼状构造（），这两种构造是风暴侵蚀形成的。它们在露头上出现的频率远远多于丘状交错层理和洼状交错层理，可作为风暴岩和风暴沉积发育的可靠证据。所以，很有必要同时使用丘洼状构造（）来描述风暴沉积。HummockyStructuresandSwaleyStructuresHSSS，23[18]）同时需要说明的是，本文使用的丘洼构造的宽度指的是两个最低的和最高点之间的宽度，而不是，因为这种测量方法在野外可更指半波宽度（图好用来确定丘洼构造的宽度，如果觉得不妥，可以除以，这样就能跟常规参数一致。因此文中的丘洼构造宽度比一般的丘洼构造宽一倍。另外，文中的丘洼构造的高宽比也比一般的大一倍，这一点一定要注意。2.1风暴岩与风暴沉积的岩性岩相组合10912概括起来，鄂尔多斯以东国道剖面发育的典型的风暴岩和风暴沉积，共有七种岩性岩相及组合，分别包括:）砾岩相。代表风暴早期的冲洗回流。）含砾砂岩相。代表风暴早中期的冲洗流和震荡流复合流，发育不对称丘状或洼状交错层理。）砂岩砾岩相。代表风暴中期的震荡流。发育对称丘状或洼状交错层理;泥岩。代表风暴中晚期的震荡流。发育对称丘状或洼状交错层理。）泥岩相;代表风暴晚期的震荡流。发育对称丘状或洼状交错层理。）煤、黏土岩相与泥炭沼泽相。分述如下:）含砾泥岩-粉砂岩相。）砂岩++34567（1）砾岩相①548m描述。在德胜西萨拉齐长的剖面上砾3561~3沉积学报39第卷44（图30cm30~40cm0~2m4~6），直径多在十几厘米，大者超过岩是常见的，一般有层，其中中间一层最稳定，贯穿东西向剖面，似乎是风暴沉积的“标配”。但厚度之间，以数十厘米为主，仅见于剖面不稳定，在）。由一系列黄褐色细砂岩岩块组成，最下部（图大砾石直径达）。砾石成分与顶底母岩相同，没有外源砾石，均为底部半固结砂岩侵蚀破碎形成。砾石一般呈松散、未固结、无分选和无磨圆状态，叠瓦构造比较发育，大部分具有明显左倾排列（图，可见水流速度极大。砾石具有明显的左倾叠瓦构造（白色椭圆），指示水流自左流向右，野外实际指示水流自东向西。揭示了风暴作用的前期强烈的风暴冲洗流，侵蚀搬运了浅水区（三角洲区）的半固结砂层。在德胜西层，有时也能见到呈背靠背的双倾向砾石，构成了一个丘形构造。砾石的长轴也经常顺层面近水平排列，揭示了垂向加积。顶底均接触面参差不齐，短距离内起伏度可达数十厘米。最大厚度在左右。其他两层砾石层稳定性相对较差，有时呈透镜状，揭长的剖面上这种砾岩常见，有2.0m1km3~5②示了风暴冲洗流在局部存在。在山东青岛的灵山岛白垩系湖泊-三角洲沉积中发育的风暴沉积和风暴岩也有砾岩。[18]storm⁃swashingsediments解释。本岩相顶底皆为风暴相特点明显的风暴沉积或风暴岩，所以认定这层砾石也是风暴成因。解释为风暴高潮期对浅水砂质基底的侵蚀形成的，是风暴冲洗流沉积（），是风暴沉积的基础，但本身并不具备风暴沉积的要素。德胜西大剖面右倾的叠瓦构造指示了风暴冲洗流的流动方向自西流向东，但在剖面内部叠瓦倾斜有变化，表明风暴冲洗流不稳定，具有差异性。在德胜西岔路口大剖面中部，有的砾石呈右倾叠瓦构造，可能指示风暴启动时的强烈向岸流。这种砾石相不是辫状河相，依据为:）发育在一套湖泊沉积中，没有任何河流相标志;）均匀稳定的层位，都产于一套风暴岩的底部，是风暴沉积的“底座”，上面发育了很好的不对称）砾石成分均为黄褐色砂岩，与和和基底砂岩相同的内碎屑，而非古陆的外源）没有任何河流相的标志。砾石的叠瓦构造砾石;HCSSCS42SCSHCS13;3[18]ab图丘洼构造的结构和几何参数c（）风暴最大侵蚀冲洗面;（Fig.3Configurationrelationshipsofhummockystructuresandswaleystructures[18]）风暴结束时的浪基面;红色字为本文使用的参数;黑色字为合理的理论宽）风暴高位稳定面和包络面;（(a)erosionsurfaceformedbylargeststorm(b)envelopecurveduringthehighestwaterlevel(c)wavebaseattheendofthestrom,redwordsraretheparameterusedinthispaper.blackwordsarereasonablywideintheory4Fig.4Conglomeratelayeratthebaseofstormsediments风暴沉积底部的砾石层图2第期钟建华等:鄂尔多斯盆地东胜东三叠系-侏罗系湖泊风暴沉积的发现及其意义357排列是较可靠的古流指示意义，指示水流流向滨外或盆地中心。所以，从德胜西大风暴沉积剖面可以初步判断盆地中心在向西方向。（2）（含砾）砂岩相①510cm3~5cm描述。是主要的岩相，常见且广泛分布。一般为黄褐色中厚层状或豆荚状、透镜状不同粒度的砂岩。砂岩中发育了对称的丘状及洼状交错层理、板状交错层理、平行层理及块状层理（图），也常含同生砂砾。丘状交错层理呈近对称丘形，底部有一明显的侵蚀面和一砂砾岩层。砾岩层呈黄褐色，均为同生砾石，粒度多在数厘米，直径在，大者可以超过;厚度不稳定，在数厘米到数十厘米，主要为含砾中细砂岩，指示当时的单向流自左向右，与区域总体单向水流方向一致。砾石层之下多为灰色泥岩。丘状交错层理系也具有明显的正粒序性或二元结构，底部为黄褐色中层状块状砾岩，砾石呈左倾叠瓦构造，中上部为黄褐色薄层状中粗砂岩，有时含细砾。顶部又有一层砾岩，但砾石为灰色的泥砾，），白色虚线是丘洼粒度明显偏小，多在数厘米（图5a5图a）复合流形成的丘状构造或丘状交错层理;（（丘状交错层理、洼状交错层理与冲刷充填面）近对称的丘状交错层理Fig.5HCS,SCSandswash⁃fillingsurface(a)HSorHCSformedbycombined⁃flow;(b)almostsymmetricalHCSb5b20cm1~3cm的板片状，最大长度约构造的分界，白色虚线上面为洼状交错层理，洼状交错层理的岩性明显偏小。白色虚线以下为丘状交错层理。最底部为黄褐色中层状砾岩，砾石为同沉积砂岩，分选和磨圆均很差，部分砾石呈板片状，多厚，砾石成分为细砂。顶部为黄褐色块状砾岩，砾石为砂岩内碎屑，都具有微弱的左倾叠瓦构造（白色扁椭圆），在近顶部砾石呈微弱的“八”字形排列，揭示流形成丘状构造的汇聚水流。图中的丘状交错层理是一种复合流形成的丘形构造，发育在黄褐色的中粗砂岩中，局部含同生砂砾。纹层具有双曲面形态（），是典型的单向水流形成的不对称波痕侧向牵引形成的，丘状层理的顶部发育了小型浪成波痕，波宽数厘米到;揭示了波浪振荡流的作用。类板状交错层理底部呈下凹弧形，顶面呈上凸弧形，），揭示了整体呈眼球状，由单向流动形成的砂波向右单向迁移了次左右，揭示了流水波痕的结构，是牵引流和震荡流复合（compositecurrent1~2cm50sigmoidalform个右倾细层组成（图，复合流）形成的。5a5010cm，波高解释:本岩相是风暴在湖缘靠三角洲附近作用形成的，风暴的侵蚀物质充足，风暴早期强烈侵蚀形成的底部回流沉积了砾石层，风暴中后期沉积了砂层。单一震荡流形成了对称的丘形构造，顶部细层对下部细层形成了明显的削截。由于水体较浅，风暴流具有震荡和牵引的双重属性，形成了底部为板状交错层理和顶部为丘状层理的复合丘状构造。从最底部的灰色块状黏土岩可以看出，总体是一个浅湖环境。砂砾是从湖缘或三角洲被风暴侵蚀破碎搬运而来。②（3）砂岩+砾岩相①+6+30~40cm描述。最为常见。多位于砾岩相之上，其上砂岩砾岩也多为泥岩，是一个风暴成因的砾石相泥岩相完整序列的中下部。底部砾石成分与砾相岩相相同，同样没有外源砾石，均为底部半固结砂岩侵蚀破碎形成;砾石为黄褐色细砂岩岩块，最大可见直径达）。砾石可也单独成层，也可以与砂混合成砂砾岩;砾石还可以漂浮在砂岩中。砾石的长轴或扁平面多顺层，没有叠瓦现象。厚度极不稳定，多在数十厘米到之间，部分地方也有尖灭现象，丘洼构造连续性较差，尤其是在下部，而冲刷面很发育，揭示了水较浅和风暴作用能量很大。仅见于萨拉齐大剖面下部（图），底部砾石混杂堆2m6a（图358沉积学报39第卷a（）大型的丘状构造和洼状构造，冲刷面很发育;（Fig.6Large⁃scalehummockyandswaleystructuresformedbysandstoneandconglomerate）大型洼状交错层理，残留宽度，残留高度;（）大型丘洼构造和冲刷侵蚀面(a)largeHSandSS,withwell⁃developederosionsurface;(b)largeSCS12.70mwide×1.2mhigh;(c)largehummockyandswaleystructureswitherosionsurfaces图砂砾岩构成的大型丘洼构造6b12.70m1.2mc积，无分选，无磨圆，砾石有时呈叠瓦构造排列，倾向多变;但砾石的长轴多顺层面排列，有时侧向连接构成模糊的洼状或丘状。接触或基底式胶结。顶底也均极度参差不齐，短距离内起伏度可达数十厘米。洼蓝色箭头所示，残留宽度宽状构造如图，残留高度，发育在黄褐色薄层发育在中粗砂岩中，被灰色极薄层（数厘米厚）泥岩分隔，薄层彼此平行。丘洼构造连续性较差，而冲刷面很发育，揭示了水较浅和风暴作用能量很大。底部在两侧有明显的6b1.2m12.70m1m6c冲刷面，顶部有一厚近的黄褐色砾岩层，揭示了强烈的风暴底流侵蚀。砾石大部分具有左倾叠瓦排列，指示水流自左流向右，实际指示水流自西流向东，推测为向湖底流。丘形构造同相可叠加（红色实线）（图多。底部砾石呈双倾向叠瓦排列，揭示存在双向水流，可能是风暴早期的冲洗。顶部发育了一个大型的冲蚀面，左侧的冲坑深左右，其中又被砂砾层快速充填。存在两个明显的冲刷侵蚀面，侵蚀高度），叠加厚度可达1~2m4m2m。第2②期钟建华等:鄂尔多斯盆地东胜东三叠系-侏罗系湖泊风暴沉积的发现及其意义359①HCSSCS3和21内自由振荡，形成对称的、连续性很好的、侧向变化很小的大规模具典型风暴特点的。没有）黏土岩呈灰色，而非黑色，有定义为深湖是由于:机质含量不高;）这种黏土在现代青海湖鸟岛附近大三角洲分流河道间湾发育很好，水深也多在。但这里的水深可能会稍大，因为没有任何砂岩，估计远离分流河道。（5）泥岩+（极薄）泥质粉砂岩或粉砂岩相）经常有非浊流砂进入;1~2m1098厚（;平均。如图，波高为48m0~5cm，右侧大型洼状构造波长801/10~1/40描述。主要发育在鄂尔多斯以东50m98m=1/4sin1/39810~80cm3cm2m=0.95sin2πx和Y国道两侧的风暴岩和风暴沉积大部分发育在灰色黏土岩夹极薄含泥质粉砂岩中（图），黏土岩岩呈块状，无，;黏土岩夹黄褐色极薄层页理，豆荚状，厚状粉砂岩，后个数据），构成很好的砂泥韵律层，砂泥比小于所示，发育在湖泊相灰色泥岩相中一个较完整的大型的丘状构造和一个洼状构造，左侧的大形丘状构造波长，所以波长。可以拟合成两个正弦函数:为Y所示，底部为黄褐色中层状块状细砂岩，顶部为波状层理（白色虚线夹持的部分，注意不是交错层理），为浅灰色纹层状砂质黏土和泥质粉砂，构成明显的二元结构。上部丘状构造粒度明显小于底部，似乎又有三个小旋回（图中红色箭头），丘状构造的两侧有两个洼状构造。所以，洼状构造与丘状构造不是同时形成的，而是形成于丘状构造之后。丘状构造的底部为一明显的冲刷侵蚀面（红色虚线）。最底部为灰色黏土层，为湖泊相沉积。。如图/4199x解释。湖泊受风暴影响，一般气候时浪基面以下的静水区受风暴浪作用，浪基面下移，黏土沉积搅起，形成一种泥浆，并快速沉积下来，波浪形成丘状和洼状底形，并带入少量的粉砂，在风暴作用面上形成极薄的粉砂层，记录下风暴作用。粉砂是风暴从浅水搬运而而来。（6）含砾泥岩-粉砂岩相描述。这是一种很特殊的岩性岩相，发育少。洼状交错层理也具有明显的二元结构，下部为黄褐色薄层状粉砂岩以低角度缓凹为特点，底部为凹凸不平的侵蚀面;上部为浅灰色泥岩，含大量扁平的粉砂岩砾石，长轴大部顺层面分布（图）。灰色泥岩含砾石，砾石的成分与砾岩、砂砾岩或围岩相同，是一种盆地内的同生砾石。灰色泥岩块状，厚数十厘10②①解释。本岩相是底部砾岩相相变产物，与风暴减弱直接有关，砾石的长轴和扁平面顺层分布是垂向加积的结果，是风暴流中的悬浮物质在重力作用下“坠落”产物。砾石与砂的混合就是快速“坠”积的结果，没有经过水平运移分选。顶部多呈波浪状，丘形和洼形明显，显然受到了风暴浪的影响和控制。其上的灰色块状泥岩是风暴结束后的正常湖湘沉积，是位于正常浪基面以下的标志。①7②（4）泥岩相1097a描述。鄂尔多斯以东国道两侧的风暴岩和风暴沉积大部分发育在浅灰色-深灰色泥岩中），丘状构造与洼状构造可垂直的异相叠合，形（图），泥岩呈块状，少见页理，厚数十成豆荚状构造（图厚）粉砂岩，构厘米到数米，有时夹少量薄层（成很好的砂泥韵律层（图。泥岩有时形成底辟。），砂泥比小于1/3~1/53~5cm7b解释。本岩相为较浅湖低能环境下的，所以岩层多呈块状，没有任何层理。风暴岩或风暴沉积则为风暴振荡流（）形成的，系风暴高潮期产物。湖面开阔，湖底平坦，风暴可以在大范围oscillatoryflow7图昌汉布拉下三叠统和尚沟组黏土岩中的丘洼构造a）垂直异相叠合的大型丘洼构造;（Fig.7Large⁃scalehummockyandswaleystructuresdeveloped）同相叠合的大型丘洼构造b（inLowerTriassicHeshanggouFormation(a)verticallyin⁃phasestacking;(b)out⁃of⁃phasestackingclaystoneinChanghanbula:360沉积学报39第卷8b图）同相叠加的大型丘洼构造;（昌汉布拉下三叠统二马营组泥岩中的丘洼状构造（白色前头指示了两位正在测量剖面的研究生a(a)In⁃phasestackingofaseriesoflargehummockyswaleystructures;(b)relativelycompletelargeFig.8hummockyandswaleystructuresatthebottomofthesection.Theyellowarrowsindicatethemeasuringtape;thewhitearrowsindicatethetwograduatestudentswhoaremeasuringthesection）剖面底部构成一个较完整的大型的丘状构造和一个洼状构造，黄色箭头指示了测剖面的皮卷尺，1~2m图9Fig.9Atypicalhummockystructureof昌汉布拉下三叠统典型的丘状构造LowerTriassicinChanghanbula②米，但不稳定，多呈豆荚状，有时侧向尖灭。上层面多呈波状或丘状和洼状，记录了风暴作用。解释。含砾泥岩是一种少见的岩性或岩相，多位于砂砾岩之上，被认为是风暴浪把泥砂搅起混合，形成一种泥石流状的物质。所以，这种岩相是从一种类似于泥石流沉积形成的，而非正常湖泊静水沉积的泥岩，所以没有层理呈块状。从其中的砾石直径（大约）可以看出，风暴浪的振荡作用非常大，垂向速度分量可达）。从泥岩的颜色看应该在正常浪基面以下的还原环境，水深应该在数米以下的滨浅湖相。这种灰色的泥岩在青海100cm/s3~4cm（表1湖深的间湾中有发育，因为湖水浅，波浪很难作用到浅水区，所以浅水区的浪基面也很高。砾石呈半悬浮状夹在泥岩中，且长轴顺水平分布，揭示了是一种快速的垂向沉积，可能与风暴流的骤然失速有关。（7）煤、黏土岩相与泥炭沼泽相①11，波高，高度在左右（图3~5m1~1.2m11a1m12~15m描述。这种岩相及其少见，在现代有过类似实例，但发育在海相中。特点是煤层或炭质泥岩被风暴作用形成波浪状（丘状和洼状）顶形非常漂亮，波宽多在）。煤层中的丘状与洼状交错层理或丘状与洼状构造。呈非常标准的正弦曲线状，宽度在。煤层等厚，以暗煤为主，没有层理，比较破碎（图）。表明煤层受到了风暴的作用，泥炭很可能从泥炭沼泽被搬运到滨浅湖中，形成了一种“异地”煤。在黏土岩中有微弱的根土岩现象，因为煤层等厚，所以认为是正常沉积在煤层底部的风暴沉积之上的，是一种继承性的丘状与洼状构造。底部的丘状和洼状交错层理比较复杂，具有宽度大和高度小的特点，发育在一套灰色-黄褐色泥质粉砂岩中。表明风暴作用到三角洲平原附近。主要发育在纳林煤矿及其以西。洼状交错层理与丘状交错层理可垂向叠合（图），形成透镜状（或眼球状）构造，两者之间有一非常平整的冲刷面（红色虚线）。丘状交错层理主要为泥质粉11b2第期Fig.10钟建华等:鄂尔多斯盆地东胜东三叠系-侏罗系湖泊风暴沉积的发现及其意义361SCSdevelopedinsiltandmudstone,withobviousbinarystructure5.9mwide×0.75mhigh,洼状交错层理具有明显的二元结构，宽，纳林煤矿，L/H，高粉砂岩和泥岩中的洼状交错层理=7.920.75m5.9m图10=7.92,NalincoalmineL/HTable1FeaturesandparametersofTriassic⁃JurassichummockystructuresineasternOrdos表1鄂尔多斯中生界丘形构造特征及参数表/m序号宽度123456789105527（）4221（）9.609.14.32.735.04.251.56/m高度2.11.551.110.90.550.340.350.400.22/宽高26.1913.559.6510.117.818.0314.2910.637.09形态与二元结构岩性及其组合与沉积构造呈非常对称的丘状呈非常对称的丘状不明显，呈豆荚状;非常明显的侵蚀丘，不对称，左陡右缓灰色泥岩为主夹极薄粉砂岩，两者比值在泥岩呈块状，无任何层理灰色泥岩为主夹极薄粉砂岩，两者比值在泥岩呈块状，无任何层理-黄褐色块状砂砾岩和含砾砂岩1/10~1/201/10~1/20。。近对称丘形黄褐色薄中层状砂岩夹极薄层泥岩。不完善丘状交错层理近对称丘形极对称丘形灰色薄中层状黏土岩和砂质黏土岩泥质粉砂和砂质黏土岩。发育了丘状交错层理极薄层粉砂岩，水平层理或波状层理发育丘形明显;近对称黄褐色块状均一致密砾岩和黑色泥页岩丘形明显;近对称黄褐色块状均一致密砂岩，发育了不大完善的丘状交错层理地点昌汉布拉北侧剖面（）T1昌汉布拉北侧剖面（）T1德胜西岔路口南侧剖面（）T2德胜西岔路口北侧剖面（）T2J2纳林煤矿附近（）T2德胜西岔路口南侧剖面（）德胜西岔路口南侧剖面（）T2德胜西岔路口南侧剖面（）T240cm10cm1.25m1~2cm8.5m砂或砂质黏土，证明受到了明显的振荡流的作用。丘左状构造之上为薄煤层夹薄黏土层，煤层总厚右。煤层也具有层状结构，薄层厚左右，其间夹的黏土层厚;主要为暗煤。底部洼状交错层理呈典型的洼状，基本对称，发育在泥质细粉砂岩中。洼状构造宽;细层在核部厚的透镜状核（处），核之上变成较薄的近水平层，但在左侧被切割，两侧变薄至数厘米。洼状交错层理之上为一厚的纯黏土层（红色虚线），为静水期沉积。其上又发育了一个近于对称的丘状交错层理，纹层均呈上凸丘形，厚度多在数厘米，中部厚，边10~20cmSCS3~10cm，具有韵律结构。中心为厚30cm=6.8，L/H，厚缘薄，发育在粉砂质黏土泥砾中，显示了能量较高。丘状交错层理规模较小，仅宽，L/H，含菱铁矿结核。该现象发育在纳林煤矿附近国道北侧。，高0.34m2.73m=8.03109②解释。本岩相位于三角洲水上平原与水下平原交界处，此处发育了泥炭沼泽。风暴从开阔的湖面长驱直入，进入泥炭沼泽，但从丘状洼状交错层理的对称性看风暴还是以振荡流为主，并未出现复合流，表明这一带并非风暴浪作用的前沿，前沿可能延伸到三角洲水上平原。从灰色根土岩推测当时的水，在现代青海湖也有类似的灰色黏土深最多在层，其形成水深也在以内。在这么浅的水体内2~3m2~3m362沉积学报39第卷11a图侏罗系统延安组丘状与洼状构造Fig.11Hummockyandswaleystructures:(a)sinusoidal;(b)verticalsuperpositionofb⁃depressioncross⁃beddingandcollicular⁃shapedcross⁃bedding）洼状交错层理与丘状交错层理的垂向叠合）正弦曲线状丘洼构造;（（b3~5m1m43，高要发育宽左右的波浪似乎难以理解。值得注意的是，在德胜西粗粒丘状构造或丘状交错层理的底部多会发育一层中厚层状的块状砂砾岩，是风暴回流形成的风暴最初沉积，具有牵引流和密度流的双重属性，所以其中的扁平砾石多具有叠瓦构造排列（图）。这种沉积在形态上是平坦的，没有任何风暴流震荡沉积的丘洼构造特点。但一定是风暴沉积，是风暴最高潮时的的沉积，由风暴高潮时在盆地浅部侵蚀的碎屑被风暴底流带到较深水沉积下来，如遇到较陡的坡度则可以由重力驱动，转变为密度流，但在东胜风暴沉积中并未见到。，我们知道，风暴作用应该包括两个方面:（先）侵蚀和（后）沉积，两者等同重要，如果没有风暴的侵蚀就不会有风暴的沉积。丘状交错层理和洼状交错层理只是风暴沉积作用的一个方面或一个产物，而很多时候在风暴作用剖面中观察到的不仅仅是沉积的一面，侵蚀作用的一面也同样重要。在德胜西大剖面这一点表现的淋漓尽致。在山东青岛灵山岛典型丘状洼状构造发育区也可以看到这一现象。此外，要注意的是，有时即使发育了这种沉积也多半会被后期的强烈风暴流侵蚀而荡然无存。必须承认，在深水区细粒风暴沉积中风暴冲刷侵蚀面是不发育的，甚至根本就不存在。2.2HCS及SCS几何学特点Harms.[19]15~.[20]15°Hunter197550cm有所了解。丘状交错层理最先是由前文已经展示了一些丘洼构造，对其特点已经于etal发现，并将丘状交错层理定义为“发生在厚的层系中，具有波状、侵蚀基底和在顶部发育波痕和虫迹;纹层呈波状、平行或以切线相交于基底，在任意倾向其倾角一般小于认为风暴作用形成的丘状层一般由数个至数十个厘米级厚的薄层组成，其上被风暴过后的低能水平层理或小型纹理覆盖，再往上为正常气候下的静水沉积。发现和描述了这种层理，之后，进一步地研究了这种沉积构造，可见这种沉积构造具有一定的广泛性。深入地研究了这种沉积构造，得出的结论是“这种大型的波痕层理成因不明”。所以，至少在此之前这种沉积构造Gilbert[21]Fairchild[22]Campbell[23]1899etal”。于2第期钟建华等:鄂尔多斯盆地东胜东三叠系-侏罗系湖泊风暴沉积的发现及其意义oscillatoryflow363.[8]etaletalHarms.[19]Greenwood都不叫丘状交错层理（或洼状交错层理），更没有发现它是风暴成因，但它已经引起了人们的关注。可能是最早把这种沉积构造称为丘状交错层理（或洼状交错层理）、并赋予它风暴成因意基于岩芯详细地探讨了义的学者。湖泊粉砂级风暴沉积的特点，由于尺度太小并没有很好地获得风暴沉积的真正特点，但总结出了风暴沉积的四个特点，很不明确和准确。丘状交错层理（）是一种重要的构造，由临滨和大陆架波浪形成的，是一种波浪占优势的沉积相。探讨其变化能够帮助我们解释沉积历史和。丘状洼状层的倾向没有定向性，倾角古地理环境一般小于，丘状交错层理一般发育于粉砂到细砂中。每个细层的顶部一般富集云母和植物残屑，表明了在细层内存在分选性HummockyCrossStratification[24]15°。[24]SCSHCSHCS[25]和和HCS[19]SCSHCSHCS一起发育的洼状交错层理（HCSSCS很难有一种常见的沉积构造能像就是风暴沉积，风暴沉积就一定有是一种风暴沉积或风暴岩的指纹沉积构造那样最具有单一的成因和环境意义。沉积学家认为。所以，。）有意思的是，与。这反映了则在丘状交错层理发现七年后被报道一个问题:是不是紧密共生的，如果是，为什么会相隔如此之久会由另外两人发现?丘状交错层理与洼状交错层理在成因上有联系，但洼状交错。从层理被描述成切割各向异性的丘状交错层理这点上看，两者既有成因联系、又有明显区别。以至于有人把这两种沉积构造称为“神秘的构造（enigmaticsedimentarystructuresDumas，从一定程度上揭示了这两种沉积构造还有许多未知的东西。虽然通过实验来探讨丘状交错层理与洼状交错层理的成因，但由于尺度太小和其他问题，并未真正解决这个问题。我们认为造成这种局面的一个关键问题是到目前为止我们对这两种层理的精细描述还远远不够，因此，准确地描述是有必要的。研究区露头条件非常好，尤其是德胜西剖面可以很好的观察描述HCSHCSSCSSCS[26]）”two.[26]etal和和。[26][15,25,27]丘状或者洼状交错层理是风暴的振荡流形成。它们一般发育在风暴浪能作用的沉积构造到的相对较浅的水体中，这样才能使波浪的轨迹能够作用到沉积物上，但水体也要有一定深度，能够。发现丘确保波浪的对称性和定向水流不发育状交错层理的风暴成因首先是在摆动（振荡）水流[24,26]和SCSHCS（）的动力学特点与丘状交错层理的成因联系上取得突破的，而振荡流的成因又与风暴密切联系，三者构成了一个完整的认识和发现过程。无疑非定向水流对形成有巨大影响，非定向水流以向岸流和离岸流为主，所以形成的交错层理的非对称性主要倾向滨岸和远岸。反过来，根据的非对称性（倾角较大的细层的倾向）又可以判断定向底流的流动方向。强烈的复合流有。这种现象在邻可能形成不对称的近或近源的露头中常见HCS（图[28]。HCSSCS4a[27⁃28]和）1~2m[16,24]一般的丘状洼状构造规模较小，宽度多在数十。观察到的现代风暴形成的丘状交，远远小于古代丘状交）还是可以比总结了丘状构造，厘米到错层理的波长多在错层理，但是波长与波高的比例（[8]较的得出的结论是丘状构造高度多在0.3~0.6ml.[19,29]Walker[30]Harmseta。和。8~1210~50cmSCSHCSSCS和））21HCS50m620°2m548mSCS3°~5°和风暴岩最大的特点是好，有如下特点:和的完美形态，规模在中大型，长宽在数米到数十厘米到连续长度达）。以下，甚至在鄂尔多斯东部三叠系-侏罗系中的风暴沉积和发育的非常完具有连续的正弦曲线，高多。在德胜西发育丘洼构造的剖面，发育了大量中大型丘洼构造（图细层的倾角小到中等，小者在）;中等者在、图）。在逆流方向细层的倾角较陡，而在顺流方向细层的倾角则较缓。砂灰色泥岩;具有明显的二元结构;在纳林煤矿附岩近有煤层形成的风暴沉积和风暴岩。）粒度跨度，小者为黏土级。在德胜西大，大者直径超过岔路口的重要剖面的风暴沉积和风暴岩底部发育了）岩性及其组合主要为一套黄褐色砾岩HCS63，以上（图10°10°~，非常平缓（图）。大者可达50cm116a20°（图++89430~40cm5层巨大的砾石层，其中中间一层厚数十厘米到，砾石直径大者可达，普遍具有西倾的叠瓦构造，揭示了风暴冲洗流非常强劲。）灰色含砾块状泥岩，砾石呈漂浮状，揭示含砾泥岩是振荡流形成的快速沉积，而非正常天气形成的静水沉积;厚数十厘米的含砾泥岩揭示了当时的沉积速率相当大，也揭示了风暴流极其浑浊，可能几乎接近饱和。）振荡流占优势，但在某些部位又具有明显的复合）总体沉积背景是一种宽流和振荡流特点（图阔浅水湖泊环境，以原地振荡垂向沉积为主。）风暴沉积的主要特点是（先期）高速侵蚀和（后期）快速）。68571~32m1~364沉积学报39第卷[25]沉积。沉积物几乎完全来自于浅水带的风暴流侵蚀，被侵蚀的物质又被风暴搬运到较深的地方快速沉积下来。部分丘状和洼状构造的相关参数见表，关于波长与波高的另一些问题后文将详细讨论。1[20]2、图6c4bSCSHSC）洼形体（）的洼形体;1swales在鄂尔多斯东部中生界的风暴沉积或风暴岩中，由风暴震荡形成的丘形构造应包括三种:一种是）的丘形构造，这种丘形构造发育丘状交错层理（是由振荡流沉积形成的（图）;第二种是丘形，表面隆起成丘，但内部均一，没有任何层理，由体风暴的振荡流侵蚀形成“残丘”;第三种是表面呈丘形，但内部具有层理，但这些层理与形成丘形构造的振荡流无关，有的甚至是形成洼形构造的振荡流。同样，在鄂尔多斯东部中生界的风暴沉积或风暴岩中，由风暴震荡形成的洼形构造应包括三种:）发育洼状交错层理（），表面凹陷成洼，但内部均一，没有任何层理，或有以前由非振荡流形成的层理，由风暴的振荡流侵蚀形成;）表面呈洼形，但内部具有层理，但这些层理与形成洼形构造的振荡流无关，有的甚至是形成丘形构造的振荡流。鄂尔多斯东部中生界风暴沉积和风暴岩最重要的一点是其中的丘状和洼状构造侧向连续性很好，常常组合成很好的正弦曲线。以岩性和尺度作为主要参考依据，对四个丘洼构造进行了正弦曲线拟合，获得了一个非常完美的结果（图），表明风暴侵蚀时是严格的正弦波动。用正弦曲线拟合了德胜西岔路口发育在泥岩中的最大丘状构造，同样获得了很好的正弦曲线，并符合Yx。这种高度的拟合可能反应了形成丘状构造的条件非常均一，如底形平坦、沉积底质非常均一及风暴波动非常=1/4sin1/312330%20%规则。但压实作用会使丘状和洼状交错层理的高度明显减小，在实际观察中可以见到有的泥岩中的丘状或洼状交错层理变成顶平或底平的形态，所以用正弦曲线拟合时会出现振幅压低现象，得到的拟合曲线振幅偏小，可以用泥岩压实率做一个校正。过，可能偏小，用去采样的泥岩压实率一般多为或许更为合适。在后文中计算垂向速度时这个校正尤为重要。另外，后期风暴的侵蚀也会把丘状构造削截变低，所以有时候丘状构造出现平顶，而相邻的洼状构造还保持完好的符合正弦曲线的，所以在做正弦曲线拟合时只要尽量照顾洼状构造即可，平顶的丘状构造可以认为“拔尖”，比正弦曲线的波峰高出一些。需要指出的是，尽管得到了很完美的正弦曲线，用它们可以求解风暴的垂向悬浮速度，而且具有一定的合理性（见后文）。但是其周期性的物理意义还难以解析。在后文中求解风暴周期时获得的值与这些正弦曲线的周期大相径庭。那么，拟合出来的正弦曲线是否有物理意义?我们对研究区的一些丘状洼状构造的进行了实测，采集了一些结合参数（表）部分结果总结见表1212，，。[31]10°以上是对东胜西丘洼构造做的简单总结，仅仅只是几乎数不胜数的丘洼构造中的几个样本，是否具有代表性还有待于实践检验。12°~15°9指出，丘状交错层理的纹层倾角较项立辉等。波长（L）与波高，个别达小，一般小于（H）比值较大，一般L/H大于，反映以平缓10丘体为多。在鄂尔多斯东部中生界状的丘状构造的），最大可达波长与波高的比值多大，（表而洼状构造的最大值也可达，表明更加扁平。1222.3826.19，个别为4，12Fig.12Thefourfittedsinecurvesbasedonhummockyandswaleystructures四个丘洼构造拟合正弦曲线图图钟建华等:鄂尔多斯盆地东胜东三叠系-侏罗系湖泊风暴沉积的发现及其意义表2鄂尔多斯中生界洼形构造特征及参数表Table2FeaturesandparametersofTriassic⁃JurassicswaleystructureineasternOrdos/m/高度宽高形态与二元结构岩性及其组合呈非常对称的洼状不对称的洼形，左侧（靠湖）发育完善，右侧较窄比较对称的洼形，但因侵蚀而保存不全灰色泥岩为主夹极薄粉砂岩，两者比值在泥岩呈块状，无任何层理1/10~1/20。黄褐色中层状中粗砂岩。平行层理发育，顶底具有明显的冲刷面。尤其是顶部具有一厚约米的大砾石层黄褐色薄层状中粗砂岩。平行层理发育，顶底具有明显的冲刷面。尤其是顶部具有一厚约米的大砾石层112第期/m序号宽度123472.122.3813.300.9014.7812.71.2010.58456789.98.532.605.41.71.251.250.320.300.207.926.808.0318.008.50365地点昌汉布拉北侧剖面（）T1T2德胜西岔路口（）T2德胜西岔路口（）T2J2J2J2近对称洼形，二元结构非常明显底部为黄褐色薄层状细中砂岩，上部为灰色块状泥岩近对称洼形灰黄色薄层状粉细砂岩极对称洼形煤、泥质粉砂和砂质黏土岩，发育了洼状构造或洼状交错层理对称洼形发育在泥岩中，薄层粉砂岩盖帽，所以算作粉砂岩的动力德胜西岔路口（）纳林煤矿附近（）纳林煤矿附近（）T2昌汉不拉（），高极对称洼状2.1m0.22m1研究区L/H差异比较大，但有一定规律:）一般规模=26.1955m大者L/H较大，反之相反，如昌汉布拉北侧剖面的最1.55m;而德大泥岩丘状构造宽=7.092胜西岔路口大剖面中的小型砂岩丘状构造宽，3）泥岩中的丘状构造L/H较。高）一的规律是水较深L/H就较大，砂岩中的较小。大，反之相反;表明水越深风暴的影响也越弱。洼状构造的情况与丘状构造基本相同。2.3侵蚀冲刷面及充填构造，L/H，L/H3~62014侵蚀冲刷是风暴作用的基本特点（图），可以这样说没有侵蚀冲刷面或充填构造就不是（典型）风暴岩和风暴沉积，要不在丘状交错层理获得正式名称和赋予风暴成因之前曾一直被称为“truncatedwave⁃ripplelamination月在英国威尔士中部锡尓迪金郡遭受了一次强烈的风暴作用，风暴曾使海滩的第四系沉积物（主要为淤泥）遭受强烈侵蚀，侵蚀的最大深度可达左右（根据树桩高度推测），使得），可见风暴的侵蚀能力非常强烈。年前的古森林重新裸露（图1.0m5000[23]”132。年冲刷充填构造非常普遍，尺度较大，高度多在数十厘米，宽度数米到数十米，或更宽。总的来说，风暴沉积和风暴岩的共生伴生构造特点与风暴的大能力和沉积速率和体量大有关，其总特点是横向变化快、稳定性差、多层叠置。在风暴作用的早期到风暴作用的最高潮是以侵蚀冲刷为主的，因为浪基面下降，作用产物是侵蚀冲刷面。侵蚀冲刷面具有规则411b灰色块状均一砂岩纳林煤矿附近（）、图12d），揭示了风暴作用的动力学的正弦或余弦形态（图特点具有波动性和与一般的侵蚀面区别。有的侵蚀面则比较或很平整（图），可能与高速大流量的冲洗流有关。但在多数情况下往往由于底质、底形的非均质性和风暴流本身的紊流等导致侵蚀冲刷面不具有规则的正弦或余弦形态。所以多数情况下侵蚀冲刷面都不规则，在鄂尔多斯东部中生界这一点表现得很淋漓尽致（图中的很多侵蚀面规模较大，可见部分长，揭示了当时的风暴浪非常之大。不同丘洼构造正弦曲线特点不明显，对下部地层有明显的削截，侵蚀面上下部地层的地层明显不同，揭示了侵蚀面作为一个事件界面的重要性。侵蚀面倾角一般很小，多在，最大可达（图）。图余米，上下起伏达以下，有的倾角可达20°~30°10°~6c1~2m15°106a6余米。图当时几乎是一个侵蚀大坑。图大，侵蚀削截非常强烈，两侧可延伸中的侵蚀面与大型丘状或洼状交错层理共生，岩层厚度也更大、粒度也更粗（出现中厚层砾岩）。非常值得一提的是，在鄂尔多斯盆地北部的纳林河国道两侧就发育了很好的正弦曲线风暴侵蚀面。波宽可达数十米，波高近G1091m。6a），侵蚀面规模非常1006正向侵蚀面可以形成丘形构造，负向侵蚀面可以形成洼形构造。在侵蚀洼陷之间的许多正向不规则性就是侵蚀丘。侵蚀面上往往是粗粒沉积，可是陆源的，也可是盆内的;磨圆可以很好，也可以很差;分选性总体较差或很差。丘形构造和洼形构造内部[20]366沉积学报39第卷1320142年图月威尔士中部锡尓迪金郡某海滩遭受风暴侵蚀后裸露出b（据互联网英国媒体））风暴强烈的侵蚀，使侵蚀面暴露了大量树桩（大量树桩（黄色箭头所指）和最大直径达aFig.13InFebruary2014,anancientbeachinCeredigionCounty,centralWales,wasexposedafterastorm,wheretherewasoncea5000⁃year⁃oldforest(source:InternetBritishmedia).Severestormerosionexposedalargenumberoftreestumps(markedbyyellowarrows)andgravelsupto(a)20cmand(b)30cmdiameter(redarrows).Thegravelsarewellroundedandsorted,indicatingthatthisplacewasonceabeach(modifiedfromInternetBritishmedie)的砾石（红色箭头所指）。砾石的磨圆喝分选非常好，表明以前这里曾是海滩的砾石（红色箭头所指）;（）风暴强烈的侵蚀，使侵蚀面暴露了和最大直径达黄色箭头所指10cm30cm()5000年前的森林134b可以有层理也可以无层理，但层理与侵蚀面不是同期形成的，更不是同一动力场形成的。丘形构造和洼形构造可被看作是一种特殊的软沉积物变形构造，揭示了沉积体在形成后不久与环境的再度平衡。2.4伴生、共生构造、图）叠瓦构造（图除了上述侵蚀冲刷面以外，还有其他伴生、共生构造，主要有:）。在风暴沉积的旋回底部砾石层中很发育，在底部或逐步的砂砾岩中也有发育，揭示了风暴流也具有牵引流的特点，正是符合复合流的动力特点。这种复合流主要石油向岸或向湖的底部冲洗流形成的;）软沉积物变形构造。主要有泥火山泥底辟及火焰构造，规模普遍较大，规模最大者宽高可以在数十厘米;也可以见到变形层理。与风暴流的高速冲洗流和快速沉积有关。2.5层序与叠置特点21厚;马宝林种类型:31~15cm，层系从几厘米到20~200cm50cm210~20cm3把塔里木盆地风暴岩中丘状交错层理）简单式。为单个的丘状构造或丘状分为，丘交错层理，中心上凸两侧收敛，丘径约高）叠加式。多个单一的丘状交错层理的重叠，无截切现象，表现出上攀波痕纹理构造的特点，厚不等，多出现在风暴砂层的中部或中下部;）复合式。也是由多个丘状交错层理重叠而成，形态特征与叠加式相似，但每个层系之间有冲刷和截切象，多出现在风暴砂层的中上部位。实验表明，沉积速率较小（）时丘状交错层理被侵蚀，而洼状交错层理被保存，当沉积1mm/min[32]4.2mm/minetaletal.[26].[26][28]）DumasDumas速率较大时则可以形成和保存丘状交错层理。所以，风暴沉积的层序特点与沉积（速率还有关，从山东青岛灵山岛下白垩统的湖泊风暴沉积的实际情况看，丘状交错层理和洼状交错层认为，丘理似乎是两极的存在。但是，状交错层理和洼状交错层理在成因上是有联系的，洼状交错层理可以被描述为被截断的各向异性丘状交错层理。从此又可以看出，洼状交错层理与丘状交错层理之间的关系是微妙的，似乎洼状交错层理的观点认为是丘状交错层理的变种。形成丘状交错层理和洼状交错层理的控制因素是单向水流的速度和沉积速率，换一种表述就是:单向水流的速度和沉积速率控制了是形成丘状交错层理还是洼状交错层理，可以进一步理解为丘状交错层理还是洼状交错层理不是天使形成的，能形成丘状交错层理就不能形成洼状交错层理。从灵山岛的实际情况看，洼状交错层理与丘状交错层理之间的关系也确实是微妙的，一方面它们紧密共生，另一方面它们在侧向上又没有连续性，难以从一个连续的沉积层（细层、纹层或岩层）追索到两者是连续的，恰恰相反，两者往往被一个非常明显的间断面（泥膜或侵蚀面）所分隔（我们将其称为丘状交错层理与洼状交错层理的分隔“包络面”）。从风暴形成的振动流特点看，波峰和波谷是同时存在的，如果在波峰处发生了沉积形成丘状交错层理，那么在波谷处也应该发生沉积形成洼状交错层理，事实并非如此。恰恰相反，在波峰处形成丘状交错层理的时候，波谷处则处在剥蚀钟建华等:鄂尔多斯盆地东胜东三叠系-侏罗系湖泊风暴沉积的发现及其意义38.5cm3672第期[26]（1时期。洼状交错层理的沉积环境可能是介于丘状交。从东胜的错层理与大型的高角度交错层理之间野外露头看，丘形构造和洼形构造有三种叠合方式:同相叠合，异相叠合和侧向叠合，其特点以下分述:）同相叠合。指的是丘形构造、丘状交错层理或洼形构造、洼形交错层理垂直上叠（图），这种叠合方式表明风暴的相位自下向上没有移动，也可能揭示了是一次风暴形成的，或者沉积底形有某种特殊的有利于形成这种叠合的条件。在研究区这种叠合方式很典型，但不多见。自下而上丘洼状构造的厚度逐渐减薄和幅度减小。6C、图8711，（3）异相叠合。丘形构造与洼形构造垂向叠合，两者构成一个大“眼球”（图）。这种叠合一般规模较小，高度在数厘米到数十厘米，宽度在十余厘米到数米，以细粒沉积岩为主，泥岩和粉砂岩是主体。（）侧向叠合。丘形构造与洼形构造侧向连接过渡（图），这是最常见的叠合方式，表示了风暴浪的自然动力转化。规模可大可小，岩性多样。应该形成于水体开阔和水底平坦地带。波浪没有受到底形的约束，波峰与波谷可以连续发育。12c211b必须注意的是，在研究区发育较好的丘洼构造组合中，洼状和丘状构造之间似乎存在一个明显的分界线（面）（图中的白色虚线），把丘洼构造完全分开了。所以，洼状构造与丘状构造不是同时形成的，而是形成于丘状构造之后（图）。这种现象在山东青岛的灵山岛白垩系风暴岩中也有所见。2.6风暴浪的波长、波高、周期及水深3etal.[26]Dumas在研究风暴沉积时，当时的风暴规模有多大，是必须要明确的一个重要问题，尤其是对东胜这种巨型的丘洼构造，需要清楚地认识其形成条件，即它们形成时的风暴浪的规模（浪高和波宽）和水深。前人已经通过研究丘状交错层理来恢复风暴浪及其风暴通过实验模拟了波浪浪的动力特点。作用形成底形（波痕），发现波宽在以下，波宽略小于波浪作用在沉积物表面的底形宽度（波痕的宽度），建立了公式（）。他们发现丘状交错层理（或丘形体）的波长λ0受控于波浪底部轨道半径d0，它们1之间的关系为λ0）研究发现，此公式仅适应于小型丘洼构造，对于像研究区的这种大型丘洼构造显然不适用，至少从=0.52+38.53.5m1（:[28]d00）（（）（8（图-2））。公式（1m=5.477s246.80m90m=0.52×90=46.80补充项就可以看出这个公式不适应于本研究区。但目前还没有更好的公式可以替代，本文暂用此公式进行粗略计算。把丘洼构造的波峰和波谷等于波浪底部轨道，用德来西-昌汉不拉剖面最大的丘状和洼状构造的参数进行简单计算。那个最大的丘洼状构造宽）的补充项忽略不计，公式即为:λ0也就是形成区内最大的风暴波长为=0.52d0）Immenhauser[33]。≈1.56T2L提出了一个公式计算风暴浪周期的公，其中L0为波长，T为风暴浪周期，于是式/1.563=可得:=46.80m（L0T3将昌汉布拉最大的丘洼构造的参数L0），即T代入公式（。这是一个深水条件下根据波长计算周期的公式，而本研究的主要剖面--德胜西剖面却为浅水环境（发育了丘洼构造，表明风暴的影响深度已经超过了丘洼构造的发育深度，故为浅水）。可从另外三个角度计算风暴周期。（1HCS在mm因此，可以设定波浪流速Uw）按照形成过程中波浪的波速一般不会超过，则将d0提出的底形稳定性图解。1m/s=85.794）。因此，T也会小于=269.38sπd0269.38s从而得到，T2，这是一个很大的周期值。）还可从另一个角度计算风暴浪周期（T）。把风暴的搬运看作悬浮搬运，而非推移搬运，所以颗粒的搬运在很大程度上与悬浮有关，即颗粒要保持悬浮的状态至少要确保流体的向上运动速度大于和等于颗粒的沉降速度，这一个概念就相当于最小流化速度（Vmf,minimumvelocity=1m/sDumas代入公式（=1.[28]etal）。）:4（（/T16~19cm32cm3~4用三种方法的计算结果差别极大（表）。其中前两者方法的计算结果与理论数值差别巨大，到了的砾石，用前两种方法计算的最小悬浮速直径的砾石，用第二度都达到了超音速。到了种方法计算的结果竟达倍音速，很明显前两种方法存在问题，有必要放弃，而本研究基于模拟实验拟合的公式计算出的数据相对合理。因此可利用本研究拟合的公式进行计算，求不同粒度砾石的最小悬浮速度，进而获得风暴浪的动力参数。3粒径/mm0.1250.250.512102030405060708090100110120130140150160170180190200210220230240250260270280290300310320（m/sUmf■/0.00020.00060.0020.010.040.953.798.5215.1523.6734.0946.3960.678.5897.01117.39139.7163.95190.15218.28248.36280.37314.33350.22388.06427.84469.55513.21558.81606.34655.82707.24760.6815.89873.13932.31993.43g/[34]ρf）μ（m/sUmf★/0.00020.0010.0030.0130.051.235.211.6920.832.546.863.783.19107.81133.1161.05191.67224.94260.88299.48340.74384.66431.24480.49532.4586.97644.2704.1766.66831.88899.76970.31043.51119.371197.91279.091362.94g/ρf）1.11.241.361.481.631.751.861.962.062.162.252.352.442.532.622.72.792.872.953.033.113.193.263.333.413.493.563.63=0.8949×10-3;μ368沉积学报39第卷表3实验和不同方法计算得出的不同粒度颗粒的最小悬浮速度Table3Comparisonoftheminimumsuspensionvelocitiesofdifferentparticlesizescalculatedbyexperimentanddifferentmethods[36]）[37]）m/s本文实验（）Umf▼（本文经验公式计算）/0.03070.0450.0630.1070.130.440.660.820.98注:Umf■=0.0005925℃（ρp−2d（）。;Umf★=0.0008122cm6c2.87m/s（ρp−2d;Umf▼=4.525×10-7×（ρs−[35]gD0.6293/ρf）(μ)本文μ以图左下角的最大直径的砾石为实例提取其参数进行计算，通过拟合的公式可知其悬浮），就是说风暴浪要把湖边直径速度为的砾石用悬浮的方式搬运到较深水的地方，其，否则这个粒径的砾垂向的分速度必须大于2.87m/c22cm（表32.87m/s石就会沉在水底，无法以悬浮的方式被搬运到湖中较深水的地方。的流速是非常快的，揭示了风暴非常强烈。众所周知，风暴浪的振荡流运动非常复杂，主要特点是紊流，它既有向上的分量，也有水平分量，而且还有向下的分量（图14）。2第期钟建华等:鄂尔多斯盆地东胜东三叠系-侏罗系湖泊风暴沉积的发现及其意义36914图风暴浪动力模式及丘洼构造和砾石的排列蓝色椭圆是水质点的简化运动轨迹;黑色的梯形是为了计算简化的水质点运动轨迹;底部红线为沉积面底形，也代表丘洼构造;顶部绿线代表波浪Fig.14Modelofstorm⁃wavedynamics.Blueellipsesaresimplifiedtrajectoriesofwaterparticles.Theblacktrape⁃zoidsaresimplifiedtrajectoriesofwaterparticlesforcalculation.Thelowerredlinerepresentssedimentarysurface,andalsoHCSandSCS.TheuppergreenlinerepresentsstormwavesT91414可以把波浪的水质点运动看出是一个椭圆形的闭合流（图绿色线），因此有闭合回路上的任何一点速度相同（图）。这里不考虑定向回流形成的水平叠加速度。但由于考虑计算的方便，把椭圆的运动轨迹简化成梯形（图黑色线）。由于是闭合流线，垂直速度应该等于水平速度。149=6c10.85m风暴浪的另一个重要参数是周期（）。丘洼构）。研造的一个完整的宽度可以看成一个波长（图中的丘洼状构造究区最可靠的丘洼构造宽度是图的宽。把这个参数当做研究区丘洼构造的最大波宽进行计算。由于波浪运动的质点实际可能是椭圆（图中的蓝线），而且可以看做是闭合椭圆，所以在椭圆上的任何一点速度都是相同的，且把水质点从出发点回到原点称为一个周期。由于无法确定实际水深，但知道近似的波宽（洼状交错层理的半个宽度），所以可以近似地计算波浪周期为一个洼状交错层理的宽度除以水质点的运动速度，求得最小/的周期:UmfWT14用丘洼构造宽），可得T）的一半（）作为物理。因为仅考虑了波浪质模型（图点在水面或水底水平运动的时间，没有考虑垂直运动耗费的时间，很容易计算得到总周期Tt。由于计算得到的是一个只考虑了最小悬浮速度，当砾石被悬浮到最高点开始向两侧运动时风暴的悬浮速度就会骤减，因此悬浮速度必须远大于最小悬浮速（Umf），所以风暴的实际周期会远小于。这个周期是一个非常短的周期，一般海洋风暴浪的周期多在数百到数千秒，甚至更长。观察表明现代海洋风暴潮的周期约为10.47m=1.83s1~102h[36]103~105s=7.30s5.24m7.30s。从表，或者35（[36]Richardson[34]Lowe[35]3可以看出，如果采用的公式计算，风暴浪的周期就会大到不可思议的长度。具体的计算过程在此忽略。和/（33可知，7.30s2.87m/s;值分别代入公式（22cm4=11.45s14=）和方法（T）来计算风暴周期。从表浮速度为大型砂砾丘洼构造的风暴周期T采用本研究采用的模型（图算的结果（性。计算昌汉布拉大型丘洼构造（图小悬浮速度为可得昌汉布拉的风暴周期（T）5.477s）此外，可从本研究模拟实验获得的参数（表的砾石的悬），可得德胜西。该值与Umf）计W）非常吻合，说明其具有一定的可靠），取中砂的最），。法计算获得的值（倍。从上可知，用不同方法和不同参数计算获得的风暴周期差别很大。海洋风暴潮的周期约为4=4275.88s=1.19(h)782103~105sImmenhauser[33]）差别极大，后者是前者的，将该值分别代入公式（0.063m/s这个值与用，或者1~8102h[36]。所以，我们的计算结果也有一定的合理性。从这个角度也揭示了研究区当时是一个很大的湖泊。但必须正视的是，离散的计算结果表明风暴浪的周期的恢复目前还存在很多困难，需要今后不断探讨。[37]海洋风暴是（台）风沿海面运动形成的剪切力牵引海面海水发生同向运动形成的，从台风中心向边缘海运动一般需要较长的时间，所以风暴浪的周期也很长。研究表明，长周期的海浪比风暴和海啸的海浪要高。海啸的优势波长可达数百公里，优势波的周期可达数十分钟，到达海边后也可达数分钟。大风暴和海啸之间的主要区别并不是海浪的高度，而是后者的长周期。因此，我们计算获得的风暴周期较长是可以理解的。但风暴浪进入浅海、尤其是370沉积学报。5m，周期为50m滨浅海后其周期和波宽会骤减，而频率和波高会骤增，所以我们计算获得的风暴周期可能应该明显小于计算值。从此可以看出，无论是那一种计算和计算结果都只能用做参考。值得一提的是，前人研究发现在风暴浪波高深可以产的振荡流，可以搬运粉砂;而同样的风暴浪生的振荡流，可以搬运砾在时则只能影响石[20]。风暴周期对风暴动力、油气是对风暴沉积的影响这个问题今后应该深入探讨，以求获得更加合理的值。深可以产生。而风暴浪波高水深，总之，波浪周期越长影响的水深越大0.7m/s10m[20]10m16s2.0m/s5m，但周期为时可以在6s[20,38]14）和（[39]）50m，同时也是难点。Bourgeois[38]Hunter.[20]etal丘状交错层理形成的水深一直是风暴沉积和风认暴岩研究的热点建为发育风暴岩的水深最大在立了一个风暴浪周期与浪高及影响水深的关系图，揭示相对于同样高度的风暴浪，其周期越长影响的深度越大。对于一个特定的波高来说，波浪的周期变长影，由此可知，丘状构造的高响的水深就越大（图度与波浪的大小及水深均有一定关系。长周期的波浪可以在较深的水体中形成短周期的波浪在较浅的水体中形成同样高度的丘状构造。因此不能简单地根据丘状构造的高度判别水深。由公式（）可以推定，在波高一定的情况下波长越大则水深越大。所以，在从丘形构造来研究水深需要考虑丘形构造的高度和宽度。当然，总体上来说丘形构造越大反应的认为这种层理的波长水体深度就越大，而随着风暴沉积层厚度的增加而增大，并且随着古水深深度的增加而减小，它的波长被认为是由风暴潮引起的底层振荡水流轨道直径的函数。有效的风暴浪基，从这一观点可以获得，形面深度为风暴波长的成德胜西大剖面的最大丘状构造或交错层理（图），是半深水湖泊环境。在德胜西的的水深为长的风暴沉积剖面上，丘洼构造的波长变化较均有分布。因此，从丘洼构造的波长大，从可以推测当时风暴沉积发育的水深范围，为三角洲前缘-浅湖环境。而在纳林煤矿侏罗系煤，因此，由丘洼构系中的丘洼构造波长在造可以推测当时风暴沉积发育的水深为，是三角洲水下平原环境。12.80m6.0~25m3.50~8.53m1.17~2.84m2.0~8.33m548m1/3[41].[40]Itoetal612Greenwood再利用另一个方法来推算大型丘洼构造形成时实际观察到湖泊在深水的典型左右可形成波高数厘米、波长0.3~0.6metal.[8]的古水深。2.0m17.5m3左右。HSC古地理及古气候讨论卷第391/1513~50mHSC.[28]3.5mDumas14s时可以在波高的比例约为（本丘状交错层理，水深与etal对现代实例观察表明，当波文推算）。浪的周期在深的和浪高海底形成丘状交错层理。因此风暴浪高与影响水深的比例可以在。如果以该值类比，那么形成昌汉布达高的大型丘状构造左右。而推测形成德胜西的形成时水深应该在大型砂砾丘洼构造（高）形成时的水深在30m1.25m以上，甚至可达2.1m1:101:14，表2通过恢复古湖泊水深对于湖泊古地理、古沉积及烃源岩发育具有重要意义。从上述可知，东胜东的风暴沉积和风暴岩经历了一个长期的过程，，历时约从早三叠世到中侏罗世，大概从
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