重力侵蚀机理研究论文

侵蚀的实质是破坏。重力的方向是竖直向下的，水、冰等在重力作用下自高处流向低处，在对土地破坏的同时带走碎屑物质，从而对土地造成侵蚀。

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因为，力可以改变物体形态

在浅水环境中，大多数沉积物由液态流搬运，使砾、砂、粉砂、黏土等物质借助液态流体由高向低流动，且服从牛顿流体定律，这种流动称为流体重力流(FluidGravityFlow)。而沉积物重力流是砾、砂、粉砂、黏土等沉积物和水体混合物流动的总称，它是沉积物颗粒推动沉积体的一种运动。沉积物重力流(SedimentGravityFlow)是一种在重力作用下发生流动的、弥散有大量沉积物的高密度流体。通常文献中提到的重力流均指沉积物重力流。

沉积物重力流的特点

沉积物重力流是阵发性的、瞬间的、短暂的快速沉积事件的产物，流体中含有大量悬浮物质，因而密度大，最大可达～，其中悬浮物质为砂、粉砂和泥质物，有时还挟带砾石。换句话说，沉积物重力流就是以液化的砾、粉砂和黏土为主体，借重力由高向低流动的块体流。沉积物重力流是不服从牛顿内摩擦定律的非牛顿流体，其剪切应力同剪切变形率之间的关系为:

岩相古地理学

式中:B为屈服应力;η为塑性黏滞系数或称刚性黏滞系数; 为流速梯度，代表剪切变形率。

沉积物重力流可以分为水下和陆上两大类。水下沉积物重力流是指在水体底部流动的沉积物与水混合的高密度流体。由其定义不难得出:

1)这种流动必然是整体的块状运动，分选差或无分选。在沉积物重力流中必然会发生频谱的演变，只有浊流的湍(紊、涡)流机制及其高含水性，才是介于沉积物重力流与流体重力流之间的过渡类型。

2)这种流动必然是碎屑颗粒靠杂基强度，或靠颗粒之间碰撞、弹跳，或靠湍流悬浮以及几种支撑机理的联合支撑作用进行搬运。重力流沉积物的粒度概率图必呈均匀悬浮的直线段，或呈递变悬浮、由陡变缓的弧形线段，重力流沉积物的C－M图必呈平行C=M基线的特有图形。

3)这种流动必然对流过的斜坡或沟谷产生侵蚀冲刷作用，由于其对斜坡或沟谷的垂向和侧向上的侵蚀，常形成截切构造或揉皱构造。

4)这种流动既可以发生在陆上，也可以发生在水下。陆地上的沉积物重力流以碎屑流为主，由于地表的风化剥蚀作用，陆上沉积物重力流极容易破坏而不能很好地保存;水下的沉积物重力流形成在湖泊、海洋等地球表面的低洼地带，因未遭受剥蚀而得以长期保存下来。

重力流的分类

根据运移的沉积物内部块体解体程度，可将块体－重力搬运作用及其沉积产物区分为以下3类:岩崩(RockFall)、滑动(Sliding)和沉积物重力流。Middleton等(1973)根据碎屑支撑机理，即碎屑呈悬浮状态的机理，将重力流分为碎屑流或泥石流(DebrisFlow)、颗粒流(GrainFlow)、液化流(FluidizedFlow)和浊流(TurbidityCurrent)4种类型(图;表)。上述这些作用，在一次块体搬运事件中，可能一起发生，且可以相互转化(图)。

图 重力流沉积物连续统一体示意(据Middleton等，1973)

表 种重力流的内部结构和层序特征

不同类型重力流的基本沉积特征

碎屑流沉积

碎屑流沉积在碳酸盐岩重力流中是最重要的一类，在碎屑岩重力流中也常见。碎屑流沉积常由粒径范围宽广(数毫米至数米)的沉积物组成，通常呈块状，无分选，无粒序，其顶部有时可显正粒序。碎屑流沉积既可以是水道的充填体，也可以呈席状产出。按基质含量可将碎屑流分为富泥和贫泥两大类。

图 一次块体重力搬运事件中不同作用推测的相互关系(据Middleton等，1973)

(1)富泥型此类碎屑流中富含黏土或灰泥基质，呈典型的杂基支撑(图(a))，砾石级颗粒

漂浮在其中。这反映了碎屑流在流动时完全是靠基质强度和浮力支撑，是典型的碎屑流。

(2)贫泥型此类碎屑流沉积的泥质含量较低，通常具颗粒支撑(图(b))。这反映了在碎屑流流动过程中颗粒的相互接触也是一种支撑因素，含量不高的泥、水基质除了提供浮力和屈服强度作用外，还能起到润滑作用。

图 1. 56 碎屑流 ( 泥石流) 的分类( 据冯增昭等，1994)

1. 5. 3. 2 颗粒流沉积

由于颗粒流的形成要求相当高的坡度，而这在沉积盆地中通常并不具备，故颗粒流沉积不很常见，即使出现，规模通常也不大，这是由于颗粒流属粒状流的一种特例 ( 表1. 10; 图 1. 57) 。

表 1. 10 块体风化的分类

( 据 Barbara，1995 修改)

图 1. 57 泥浆流和粒状流的沉积模式( 据 Barbara 等，1995)

砂级颗粒流沉积的厚度通常仅数厘米，含砾的颗粒流沉积的厚度一般也仅数十厘米。颗粒流沉积最显著的特征之一是发育逆粒序 ( 反粒序) 或粗尾递变层理，但一般仅以层序中、下部为限，层序顶部则仍常出现正粒序，撕裂砾石多见于中部最粗层段; 特征之二是基质含量很少，碳酸盐颗粒流沉积中常出现亮晶胶结物。此类沉积数量稀少，但它的出现具有重要的古地貌意义。

1. 5. 3. 3 液化流沉积

形成液化流沉积的关键条件是沉积物中饱含水和快速堆积，并多发生在供给沉积物较细的情况下。我国已发现的少量液化流沉积主要限于陆源碎屑沉积中，整层通常为块状，单元层底部稍显正粒序，向上有不太发育的平行纹理，再向上为盘碟状 ( 碟状) 构造发育段 ( 图 1. 58) ，自下而上常表现出 “盘碟”宽度减小、弯曲度变大的趋势。因而变形构造，尤其是碟状构造是其主要标志之一。向上盘碟构造逐渐消失，变为无构造段，而在液化作用强烈时，可见泄水构造。单元层顶、底界面清楚，与上下层呈突变接触，但无明显的侵蚀面，底部可具沟模。以中、细砂岩为主，成分与结构成熟度均低。

1. 5. 3. 4 浊流沉积

浊流沉积或浊积岩是研究得最早的重力流沉积，也是研究得最为透彻的重力流沉积。我国陆相地层中浊流沉积发育普遍而且较典型。浊积岩内部最突出、最明显的特征是递变层理，其垂向组合是鲍马序列。鲍马序列是一次浊流由强到弱的沉积作用所形成的粒度递变层。经典的鲍马序列由 5 层组成，每个层都强调在顶、底界面限定的层内碎屑颗粒变化是下粗上细 ( 图 1. 59) ，体现了随着浊流能量降低，大颗粒率先沉积下来、随后小颗粒才依次卸载的规律，并由此形成递变层理。

图 1. 58 碟状构造( 据刘宝珺等，1985)

图 1. 59 粒度递变构造( 引自 E. J. Tarbuck 等，1984)

浊积体一般由头部、体部和尾部 3 部分组成 ( Middleton 等，1973) 。头部一般较浊流的其他部分厚，流动速度略慢于体部，主要以粗碎屑沉积物构成，是侵蚀作用区; 而头部后面的体部厚度几乎是均一的，近于稳定地流动，其中较高密度的流体常逐渐补充到头部用以弥补湍流中的能量损失; 浊流的尾部即浊流的末端，厚度迅速变薄，同时也变得非常稀薄。浊积体的几部分往往依次向前超越沉积，即在头部沉积后，体部可超越头部沉积物，沉积在其上面或更远处，而浊流尾部则沉积在最上面和最远处。这样，浊流沉积一方面可形成垂向向上变细的序列，另一方面由近端浊积岩到远端浊积岩颗粒也逐渐变细。递变层理和底面铸模相伴生可作为识别浊积岩的特征。

根据浊流沉积物的物理特征，可将浊流沉积分为两类。

( 1) 低密度浊流沉积

低密度浊流沉积即通常所称的浊积岩，或称经典浊积岩，其特征可由鲍马序列来描述。浊积岩是我国分布最广的一类重力流沉积，在陆源碎屑和碳酸盐岩中均很发育。最常见的是 AE、ABCE 组合。在陆源碎屑岩中，颗粒主要为粉砂至中、细砂; 在碳酸盐岩中，其颗粒主要是来自台地边缘的碳酸盐碎屑，有一定的磨圆。

( 2) 高密度浊流沉积

高密度浊流沉积虽然分布局限，但特征明显，多期重复性好，是一类不容忽视的浊积岩。一般为中、粗砂级，常含有细砾组分。粗尾递变层理、平行层理、中—大型交错层理在垂向上呈规律性出现，构成似鲍马序列，如 ABCE、ABE、ABC 等 ( 图 1. 60( a) ) 。

图 1. 60 高密度浊流的沉积层序( 据冯增昭等，1994)

有时粗尾递变层理被逆行沙丘层理所取代，形成一套高流态状况下形成的沉积构造组合 ( 图 1. 60( b) ) ，反映了高密度流特征。此类沉积常发育在海底水道内，与碎屑流沉积共生。Donald. R. Lowe ( 1982) 指出，低密度浊流由黏土、粉砂和细至中 － 细砂的质点由流体的湍动就可进行悬浮搬运，与浓度无关; 高密度浊流由黏土到细卵石的宽广范围质点构成，由湍流和自身高浓度引起阻碍沉降作用和细粒物质的悬浮力联合搬运，当颗粒浓度大于 20% ～30% 时才变得有效。

1. 5. 4 沉积物重力流形成机理

1. 5. 4. 1 重力流形成条件

根据国内外众多学者的研究和实践经验，形成重力流的必要条件可概括为 5 个方面:①足够的水深; ②足够的坡度和密度差; ③等效的水退; ④充沛的物源; ⑤一定的触发机制。

( 1) 足够的水深

足够的水深是保证重力流沉积物形成后不被冲刷破坏的必要条件，一般认为，重力流沉积的水深是 1500 ～ 1800m，最小水深在 100m 左右，最大水深可达 8000m。Galloway( 1996) 认为以重力流沉积为重要特征的大陆坡及坡底沉积体系主要形成于陆架坡折以下的相对深水区。其中碎屑流是一个例外，碎屑流可以发育在陆上地区，对水深没有要求。足够的水深是相对而言，海洋与湖泊有较大的差异，但无论水深的大小如何，其形成深度必须在风暴浪基面以下。

( 2) 足够的坡度和密度差

为了保持流体内持续的紊流，需要稳定地补给能量。足够的坡度是造成沉积物不稳定、易受触发而作块体运动的客观必要条件。Wesere ( 1978) 认为，最小坡度为 3° ～5°，而典型的陆源碎屑斜坡坡度在 2° ～ 5°之间。但大量的实践表明，形成重力流的最小坡度为 2° ～3°即可，密西西比河三角洲的海底滑塌坡度甚至仅有 0. 5°。只要重力流与湖水之间有足够的密度差，就具备了形成重力流的充分条件。也就是说，重力流的密度对坡度有明显的补偿作用 ( Lüthi，1981) 。

图 1. 61 沉积物重力流的搬运过程( 据 Kruit 等，1975 )

( 3) 等效水退 ( 不稳定背景)

等效水退包括等效海退、等效潮退，其客观作用是使沉积物置于一个坡度较大、一触即发的不稳定状态。等效水退可以是因地壳上升运动引起的区域性构造水退，可以是同生断裂运动引起的局部性构造水退，也可以是三角洲、冲积扇等沉积物不断加积引起的沉积水退等。

在水体中，由于盐度的差异 ( 如河口湾中的盐水楔) 、温度的差异 ( 如冰雪融水流入湖中形成的冷流、海洋中的寒流和暖流) 或沉积物浓度的差异等形成的密度差都可以引起密度流的产生。含有大量弥散沉积物的重力流就是一种密度流。有效的密度差与重力相结合，在一定的坡度下就引起了沉积物的滑动与滑塌，沉积物重力流的流动反过来在其中产生紊流，支撑沉积物呈悬浮状，而不至于沉淀下来使浊流消散，进而在滑塌体的前端形成浊积体 ( 图 1. 61) 。

( 4) 充沛的物源

充沛的物源为重力流提供了物质基础，是形成重力流的充要条件之一。洪水注入的碎屑物质和火山喷发 － 喷溢物质以及浅水的碎屑物质和碳酸盐物质等都可为沉积物重力流提供物质来源。物源的成分决定重力流沉积物的类型，随着物源成分的变化，重力流沉积物类型也呈现有规律的变化。

( 5) 一定的触发机制

重力流沉积物的形成属于事件性沉积作用，其产生于一定的触发机制，如在洪水、地震、海啸巨浪、风暴潮和火山喷发等阵发性因素直接或间接的诱发下，会导致块体流和高密度流的形成。例如 1929 年 11 月 8 日发生在 Newfoundland 海岸的地震导致了大陆坡物质滑塌，在深海平原形成一次大规模的浊流沉积 ( 图 1. 62) ，图 1. 62 中记录了不同时期浊流的发育情况。

图 1. 62 地震作用导致浊流模拟( 据 B. C. Heezen 等，1954)

1. 5. 4. 2 重力流形成阶段

满足以上条件即为沉积物重力流的形成奠定了基础。在沉积物重力流发育的不同阶段，沉积模式、沉积物类型、沉积体的空间展布等均有着很大的差异。下面以浊流为例进行介绍。

鲍马 ( 1962) 认为浊流的形成与活动可分成 5 个阶段。

1) 三角洲阶段: 大陆是重要的浊流物质来源，河流将大部分剥蚀物质搬运到盆地边缘形成三角洲。由于地震、海啸、暴风等作用的影响或者仅因为岸边沉积物的大量堆积而形成不稳定的陡坡 ( 因超孔隙压力而液化) 等原因，都能使大量物质发生整体移动。

2) 滑动阶段: 大量物质开始向下滑动，由于含水量渐增而颗粒渐减，向下滑动的速度也渐渐加快，其结果是形成滑坡堆积物。

3) 滑塌阶段: 当滑动的物质还未完全与水混合，部分物质仍保持高度内聚黏结状态时，粗粒也没有集中至底部前锋。有可能就在这种情况下停止运动而堆积下来，这样的沉积物称之为滑坡浊积岩。然而只要有一定的坡度，在重力的作用下，运动的物质就不会停留下来，将以渐增的速度继续流动直到盆地中心，这就形成了滑塌沉积物，为块体流( 碎屑流) 的形成创造了条件。

4) 碎屑流阶段: 由于地形从陡到缓的突然变化，致使滑塌体转变为地体流动，此时，介于滑塌体和高密度浊流之间 ( 图 1. 63) 。Kruit ( 1975) 和 Shanmugam 等 ( 1995)通过大量的研究发现，在滑塌与浊流两个阶段之间通常还存在碎屑流的形成阶段，Shan-mugam ( 2000) 在研究北海几个大型深水砂岩储层时明确指出，厚层深水块状砂是碎屑流沉积，而不是高密度的浊流，为深水沉积的解释和储层预测提出了一个新的观点。这是因为砂质碎屑流侧向连续很好，可为良好的储层。

图 1. 63 顺坡重力流沉积的成因、改造和搬运的综合组成模式( 据 D. A. V. Stow 等，1996)

5) 浊流阶段: 在环境适合的条件下，流动的物质可能形成完全的浊流。在浊流中，粗粒的物质集中到靠近底部的前锋，流速可能继续增加。根据坡度的大小和坡的长短，浊流可以达到最高的流速。随着坡度变缓，流速逐渐减小，沉积物开始卸载 ( 图 1. 64) ，从而形成浊流沉积。

图 1. 64 浊流卸载模式( 据 Walker，1982)

1. 5. 4. 3 沉积物重力流形成机制与环境

一般来说，沉积物重力流规模大且速度快，尤其是深水重力流，具有很强的侵蚀和搬运能力，因而对海底沉积物的沉积和海底地貌形态的塑造起着重要作用。横切大陆架和大陆坡并终止在陆隆上的海底谷地，即海底峡谷 ( Submarine － Canyon) 或补给水道 ( Feed-er Channel) ，是沉积物重力流侵蚀的产物，也是沉积物重力流运行的通道 ( 图 1. 65) 。根据水道的宽深比、弯曲度、堤高和稳定性等因素的差异，水道受侵蚀程度和后期的充填方式也形成不同的模式 ( 图 1. 66) 。重力流向斜坡下方移动，侵蚀大陆边缘，从而增大了海底峡谷的规模。这些负载沉积物的密度流最后在失去动力后卸载，形成海底扇。每次事件所形成的单一层都以由下向上粒度逐渐变细为特征，这就形成了递变层理 ( 图 1. 67) 。

图 1. 65 大型重力块体流运动和浊积作用发生的总体沉积环境( 据 Stow，1986; G. Einsele，2000)

图 1. 66 浊流水道侵蚀、充填形式( 据 Galloway 等，1996)

图 1. 67 深水海底扇 ( 浊流) 模式与流动状态( 引自 E . J. Tarbuck 等，1993)

1. 5. 4. 4 浊流沉积体类型

根据浊流沉积物内部的成分可将浊流沉积划分为 3 种类型 ( 图 1. 68) 。

图 1. 68 浊流沉积类型( 据 Mutti，1985，修改)

类型Ⅰ ( 层状朵体型) : 该类型重要特征是对大陆边缘进行大范围侵蚀，形成的层状朵体，砂泥间互，这主要是由于地势的平坦造成的，形成的朵体一般大而薄。

类型Ⅱ ( 水道充填 － 朵体过渡型) : 该类型特征为对盆地边缘的大范围侵蚀，靠近盆地边缘浊流水道中沉积了厚层的砂岩，向盆地内部演化为水道充填 － 朵体过渡类型，厚度逐渐减薄。

类型Ⅲ ( 水道充填型) : 该类型主体为浊流水道充填沉积及浊流水道的溢岸沉积，该类型形成的朵体一般小而厚，也有人将其称为 “水道 － 天然堤复合体”。

上述的模式仅是理想分类，实际浊流沉积体系大部分表现为复合沉积体系 ( 图1. 69) 。复合体系内部又可进一步识别出上述 3 种模式，只是规模相对较小，每个小的模式内部均包含侵蚀部分和相应的沉积部分，沉积部分可由不同的沉积岩相组成。

图 1. 69 海平面升降与浊流沉积体系间的关系( 据 Mutti，1985)

此外，沉积体系的规模和空间几何形态与斜坡的稳定性有着重要关系 ( 图 1. 70) 。斜坡越稳定，越不易遭受剥蚀，滑塌重力流的规模越小，越不易形成朵体，而呈水道 － 天然堤复合体产出，多为席状外形分布; 随着水道不稳定性增大，沉积体规模逐渐增大，形成相互叠置的朵体，且朵体多呈丘状; 不稳定性很强时，浊流规模也很大，冲刷侵蚀作用很强，往往在斜坡断裂带发育，对陆坡或陆隆产生很强的侵蚀作用，在水道前方发育有沉积物过路带，使水道与朵体分离，多期朵体相互叠置，与类型Ⅱ形成的朵体不同的是，该类朵体多呈席状产出 ( 图 1. 71) 。

图 1. 70 浊流沉积的规模与斜坡稳定性的关系( 据 Mutti，1985，修改)

图 1. 71 不同类型发育的朵体类型( 据 Mutti，1985)

1. 5. 5 鲍马序列及其特征

广义的浊积岩指形成于深水沉积环境的各种类型重力流沉积物及其所形成的沉积岩总和。典型的浊积岩是指由浊流作用所形成的、具鲍马序列的沉积岩。一个完整的鲍马序列由 A—B—C—D—E 5 个连续沉积层段所组成 ( 图 1. 72) 。

图 1. 72 鲍马序列构成及其流态解释( 据 Bouma，1962; Middeton 等，1976 修改)

1) A 段 ( 底部递变层) : 一般为砂砾级沉积物组成，近底部砾石发育。具块状或递变层理，粒度明显下粗上细，为正递变，反映浊流能量逐渐减弱。在厚的粒序层底部可出现几厘米厚的逆递变层，但很快就变为正递变层。底面上有冲刷充填构造和多种印模构造，如槽模、沟模等。A 段常较其他段厚，代表递变悬浮沉积的产物 ( 图 1. 73) 。

图 1. 73 鲍马序列野外露头( 引自 Mutti，1992)

2) B 段 ( 下平行纹层段) : 与 A 段为渐变关系，由中—细粒砂级物所组成，比 A 段细，含泥质。具平行层理，粒度递变不大明显。纹层除粒度变化明显外，更多的是由片状炭屑和长形碎屑定向分布所致，沿层面揭开时可见剥离线理。多数情况下，层理不清楚，因而在野外很难准确估计 B 段的厚度。B 段若叠加在 A 段之上，则两者是连续过渡的;若 B 段作底，则与下伏鲍马单元呈突变关系，其间有一冲刷面，这时 B 段底层面可见各种印模构造。

3) C 段 ( 流水沙纹层段) : 以粉砂为主，有细砂和泥质。具小型流水沙纹交错层理和爬升沙纹交错层理，在沙纹的层系之间可出现含泥质的纹层，并常出现包卷层理、泥岩撕裂屑和滑塌变形层理，这是由于流水改造和重力滑动的复合作用造成的。C 段与 B 段连续过渡，C 段若与下伏鲍马单元呈突变接触，则其间有冲刷面，并有各种底面印模构造。关于该段各类层理的成因，多数学者认为是在 A 段和 B 段沉积后，浊流转变为低密度流，出现了牵引流水流机制所致。

4) D 段 ( 上平行纹层段) : 为泥质粉砂和粉砂质泥沉积，具有断续水平纹层。D 段若叠于 C 段之上，二者为连续过渡; 但若单独出现，则与下伏鲍马单元间表现出清楚的界面。D 段由薄的边界层流形成，通常厚度不大。

5) E 段 ( 泥岩段) : 为远洋泥质沉积，由页岩或泥灰岩、生物灰岩层和泥岩组成，含有半深水、深水的生物化石及生物扰动构造。微显水平层理，与上覆层为突变或渐变接触。实际上 E 段已不属浊流沉积，但它是判断深水浊流沉积的重要标志。

这个序列是鲍马根据许多剖面综合成的理想 “浊积岩相模式”，实际上，完整的鲍马序列是很少见的，鲍马自己也曾指出，该序列仅在很厚的复理石建造中可见。鲍马序列通常不完整，A 段、E 段易缺失，只有 BCDE、CD 段或 AE、BCE、DE 段出现。鲍马推测浊积岩的各个层段在平面上成舌状 ( 朵状) 体展布 ( 图 1. 74) ，较细的段比其下较粗的段有更大的展布面积。由于受到再一次浊流的侵蚀冲刷，或当第一次浊流发生沉积作用后不久又发生第二次浊流，后者前锋赶在第一次的尾部前沉积，或位于海底扇的末梢部分，则仅有上部层段的较细粒物质沉积。即浊积岩序列的完善程度受浊流的频率和强度所制约。结果就形成了缺失底部层段、顶部层段被削蚀、或者两者均缺失的各种序列。

Mutti ( 1992) 认为，原始流体组分影响着鲍马序列的发育程度，同时对浊积体的几何形态也有一定的控制作用 ( 图1. 75，图1. 76) 。粗粒含量大的浊流向前搬运距离短，鲍马序列发育较完全，沉积体呈高透镜状。随细粒物质含量的增大，粗粒物质和细粒物质沉积逐渐分离，靠近物源方向，形成粗粒浊积体，即鲍马序列的 A 段或 B 段，或二者都有，远源方向则沉积细粒浊积体，即鲍马序列的 C、D 或 E 段。细粒含量很大，粗粒物质基本不发育时，浊流搬运距离远，鲍马序列不完全，仅发育上部的 D 或 E 段，且浊积体多呈平板状。

图浊积岩层序形成与分布特点示意(据Bouma等，1978)

图 鲍马序列的不同发育程度( 据 Mutti，1992)

图 浊积体受控构造因素的不同几何形态( 据 Mutti，1992)

鲍马序列的意义，除了成为鉴别典型浊积岩的一个标志外，还获得了水动力学的解释。一个完整的鲍马序列从底到顶代表了从高流态(Fr＞1)到低流态(Fr＜1)逐渐减弱的浊流层序。由于浊流的流速与密度差的平方根成正比，下部密度大，流速高，粗的颗粒集中在底部的前锋，形成粗粒的A段沉积。A段除了粒序层理以外没有任何其他沉积作用形成的沉积构造，说明悬浮的颗粒下沉得很快，而且数量很大。B段沉积时，流速减低，但仍为急流或超临界流，颗粒被牵引，形成平行层理。所以A段、B段都属于高流态，C段是低流态的小型沙纹床砂形体，D和E段是不能形成床砂形体的悬浮沉积，反映浊流衰退的尾部细粒沉积。如果一个序列由几十个浊积岩段组成，主要从A段开始，浊流沉积时可能是高流速的，而且可能接近浊流的物源区。反之，如果所有的浊积岩层是从B段或C段开始的，则浊流沉积时的流速应是低流速的，可能远离浊流的物源区。

(1967)曾提出近源指数(P指数)，即:

岩相古地理学

式中:A和B分别为浊积岩层中从A段和B段开始的层的百分数。如果所有的层均从A段开始，则P=100%，即为近源相;若全由C段开始，则P=0，应为远源相。