Fluid Transformation and Controlling Factors of the Fan Delta: A case study of the Xiligou delta in Qinghai

在扇三角洲概念提出后^[1⁃2],国内外学者针对供源体系、重力流等方面进行了详细研究^[3⁃5]。近年来关于扇三角洲的形成机制、沉积作用和流体机制等相关研究逐渐丰富起来^[6⁃7],由此开展了一系列的水槽实验^[8⁃9],分析气候和沉积物供给等对三角洲成因类型的影响。大量学者针对扇三角洲展布规律和影响因素进行研究,认为其沉积物结构、流动机制以及控制因素复杂^[10⁃12],尤其是在扇三角洲沉积垂向序列快速变化和平面展布具有较强的非均质性^[13⁃14]。Gilbert^[15⁃16]在1885年与1900年研究扇三角洲时提出了三褶结构,不仅改变了早期的认识,也指导了后期各种三角洲的研究。此外,Nemec et al.^[17]于1984年建立了粗粒三角洲的12种模式,为粗粒沉积体系形成机制的研究提供了可借鉴的地质模型。

控制扇体流态转换的因素则是目前关注的焦点之一,1975年Walker^[18]指出沉积体具有碎屑流、片状洪流、浊流、颗粒流、牵引流以及混合流等多种成因,但这些流体的成因机制与垂向序列特征仍待明晰^[18⁃19]。2011年袁静等^[20]对东营凹陷沙四上亚段近岸水下扇砂砾岩体粒度概率累积曲线展开研究,提出了碎屑流向牵引流演化的10种概率累积曲线。张月等^[21]、刘大卫等^[22]通过大量的野外勘查表明,地形坡降与沉积物供给方式是造成流体性质发生转变的主要因素。早期关于粗粒沉积流体性质的研究,大多从统计学出发,利用砾岩最大粒径和单层厚度来定量识别陡坡扇三角洲沉积物的搬运机制与流体性质,1990年Nemec^[23]明确指出坡度的差异是引起流态转换的基本条件。1998年Whipple^[24]认为陡坡扇体由于坡度较陡导致大砾石无法在坡上保留,会沿坡滑落,大砾石在前缘地带大面积分布,以此分析不同扇体类型的流体性质与砾石分布的存在差异。除此之外,气候条件的变化也会对扇三角洲的样式造成影响,例如：干旱型扇三角洲地形隆起明显,重力流沉积占比大,湿润型扇三角洲地形起伏小,展布面积广,重力流沉积不发育^[25]。

扇三角洲沉积过程中的流体性质变化受多种沉积作用影响。因此,可以结合其形成背景以及形成条件分析对应的控制因素^[26⁃28]。由于扇三角洲在形成后通常会受到改造^[29⁃30],且水流和坡度在扇三角洲形成过程中起到关键的作用^[31⁃34]。因此,研究扇三角洲的沉积演化过程需要考虑气候变化所产生的水流对扇三角洲的改造,并且针对扇三角洲不同地形进行分类讨论。在研究扇三角洲的控制因素中,气候变化区域的短期风暴及融雪可以影响其沉积特征,而地形和扇体结构可以影响垂向序列^[27,35⁃36]。

研究通过近现代沉积野外露头的精细刻画、粒度筛析和¹⁴C测年等方法,充分获取沉积记录信息,利用岩相划分和岩相组合等方法划分扇三角洲流体类型。通过刻画希里沟扇三角洲不同时期沉积物结构特征,识别出碎屑流、片状洪流和牵引流共3种流体类型。根据AMS¹⁴C定年标定沉积界面、沉积物粒度、结构等方面特征,将希里沟湖三角洲划分为SI、SII和SIII共3个阶段,并结合气候与地貌恢复,查明扇三角洲流体类型转换的主控因素。明晰现代扇三角洲的流体转换机制及控制因素,对于认识现今处在埋藏阶段扇三角洲沉积构型与规模预测都具有借鉴意义。

希里沟湖位于青海省海西州乌兰县境内的希赛盆地^[37],该盆地为逆冲断层围限的山间断陷盆地^[38]。希里沟湖处于青藏高原西北部地区,位于青海湖正西方向约100 km,湖面积约20 km²,湖平面均海拔约2 930 m（图1a）。研究区位于乌兰县正南方向7 km处的希里沟湖区域,现有面积约50 km²,半径约7.4 km^[39],露头区域位于希里沟湖以西的希里沟扇三角洲,其顺物源方向地形存在明显变化（图1b）且发育多条NS向的辫状河和小型河流,辫状河水道对剖面进行切割形成最深近（3 m）的剖面。研究主要对探槽与剖面进行精细刻画和描述。剖面整体可划分为两部分,扇三角洲平原和扇三角洲前缘处各一部分,实测剖面共计20个（图1c）。由于河流冲刷作用,扇三角洲平原剖面出露厚度为1.0~2.5 m,扇三角洲上平原地区剖面较厚,最厚可达2.7 m,沿河流方向,向下厚度逐渐减薄,最薄处厚度仅约0.5 m。相比较其他剖面,希里沟剖面是一个较为连续且完整的地质剖面。

Figure 1.  Location of the Qinghai Xiligou fan delta plan

希赛盆地位于内陆高原半干旱高寒气候区,受高压西风控制和蒙古—西伯利亚反气旋影响^[38]。根据刘兴起等^[40]对孢粉的研究,认为距今15.2~13 ka（SI）处于冰川消退期,初期的寒冷时期,气候以凉偏干为主,距今13~10.4 ka（SII）以温凉偏湿为特征,但波动较明显,距今10.4~8.6 ka（SIII）青海湖周缘地区气候变化为温暖偏干。水流量的变化伴随着气候的改变,也就造成了季节性洪水中所携带的沉积物通量不同。

粗粒沉积流体类型多样、粒径变化大、沉积构造特征不明显,使得常规岩相划分方案无法准确地反映成因,因此根据Miall所提出的岩相划分标准^[41⁃42],对本地区的岩相进行划分（图2）,共识别出9类岩相。

Figure 2.  Lithofacies division of the Xiligou fan delta in Qinghai

（1） 砾质杂基支撑漂浮砾岩相（Gmg）。巨砾和粗砾岩呈漂浮状,在细砾岩与砂级颗粒之中,作为杂基的细砾岩与砂级颗粒石要比漂浮状砾石低两个粒度级及以上,即巨砾、粗砾为漂砾,细砾及其以下粒级碎屑为杂基,且砂级颗粒所占比重较小。该岩相多呈厚层状出现于水道的底部。砾石大小混杂,粒度范围分布较广,基本上覆盖中粗砂—巨砾之间的各个范围且分选较差,磨圆呈次棱角状—棱角状是其典型的识别标志。由于粒度涵盖范围很广,各种粒径颗粒都会出现,砂质及细砾对巨砾和粗粒颗粒之间的空间进行充填导致颗粒之间孔隙度较小,物性较差,非均质性较强,又由于其成因及发育位置不同存在正韵律与反韵律两种类型,为典型重力流成因岩相。

（2） 砂质杂基支撑漂浮砾岩相（Gms）。中、细砾岩漂浮在砂质杂基之中,整体呈块状构造,砾石多为次棱角状,彼此之间不接触,垂向粒序变化不明显,砾石杂乱堆积,可见大量高角度排列的砾石。其主要成因为阵发性洪水所导致砾石悬浮搬运,后沉积物进行高度聚集。该岩相属于高密度砂质碎屑流产物,是重力流成因的一种。

（3） 多级颗粒支撑砾岩相（Gcm）。颗粒支撑结构,粗砾石、中砾石和细砾石共同构成支撑骨架,砾石分选极差,杂乱堆积,基质含量有所降低,各个粒度级别的颗粒逐级充填,是重力流发育后期向片状洪流过渡的产物。

（4） 叠瓦状砾岩相（Gi）。中、粗砾岩组成,砾石分选中等、磨圆差,砾石间充填砂质杂基。整体呈正粒序,底部多发育冲刷面,砾石呈高角度叠瓦状定向排列,砾石最大扁平面的倾向指示上游。该岩相是河道底部持续定向水流作用下的产物,为高流态牵引流成因。

（5） 槽状交错层理砾岩相（Gt）。岩性以中细砾岩为主,砾石分选中等、磨圆中等偏差,次棱角状。砾石顺纹层面排列,彼此相交并相切构成槽状,一般具正粒序。该岩相是河道迁移改道过程中,床砂底形迁移的产物,为高流态牵引流成因。

（6） 粒序层理砾岩相（Gg）。底部出露中、粗砾岩,向上递变为中、细砾岩、含砾粗砂岩,砾石分选较差,整体具正粒序,可见中厚层块状砾岩,内部夹薄层条带砂岩。该岩相是水流强度减弱的过程中,沉积物重力分异卸载所产生,其为片状洪流沉积的典型识别标志。

（7） 槽状交错层理砂岩相（St）。该岩相是在高能水流条件下所形成,反映水道快速下切、迁移并充填的产物,分选磨圆较好的中、粗粒砂岩在牵引流的作用下发生侵蚀切割,所形成的槽状交错层理是其主要的识别标志。

（8） 平行层理砂岩相（Sh）。纹层面平行且密集出现是识别平行层理砂岩相的典型特征。以分选磨圆较好的中、细砂岩为主,该岩相指示单向水流且具有水浅流急高能流态的特征。

（9） 块状层理泥岩相（M）。剖面可见灰色、深灰色泥岩,无明显沉积构造,多呈块状堆积,受阵发性洪水影响,偶见巨砾存在。

野外露头观察与研究识别出的9种岩相仅反映了短期沉积过程,而岩相组合则能更为全面地体现沉积环境的特征。基于岩相组合特征分析,本次总结了7种垂向序列组合,不同的垂向组合代表不同的沉积水动力条件及垂向沉积演化过程（图3）。

Figure 3.  Lithofacies assemblage sequence of the Xiligou fan delta in Qinghai

（1） FA-1岩相组合（Gcm-Gmg-Gcm）。该组合由多级颗粒支撑砾岩相和砾石支撑漂浮砾岩相构成。底部为块状厚层粗砾岩和巨砾岩,砾石大小混杂,高角度杂乱排列,见大量直立砾石,为多级颗粒支撑。向上过渡为砾石支撑漂浮砾岩相,粗砾石漂浮在细砾岩中,倾角相对减小。自下而上整体表现为块状,顶部为多级颗粒支撑砾岩相,代表扇三角洲上平原主碎屑水道或扇三角洲下平原部分支水道叠置,水动力条件较高,搬运能力强,流体密度高,沉积速率较快。

（2） FA-2岩相组合（Gms-Gg-Gms-Gg）。垂向上表现为正粒序,下部为砂质杂基支撑漂浮砾岩相,砾石以中、粗砾石为主,杂基含量较高,为块状构造；向上突变为同级颗粒支撑砾岩相,砾石以中、细砾石为主,分选中等、磨圆较差,杂基含量极低。该岩相由碎屑水道沉积和筛积物构成,从重力流过渡到片状洪流,主要在扇三角洲上平原出露。

（3） FA-3岩相组合（Gcm-Gms-Gi）。此岩相由多级颗粒支撑砾岩相、砂质杂基支撑漂浮砾岩相和叠瓦状砾岩相组成。底部Gcm岩相与FA-1相比砾石粒度相对减小,砾石角度降低,反映此时水动力条件有一定程度减低。向上过渡为砂质杂基支撑漂浮砾岩相,杂基含量高。顶部发育叠瓦状砾岩相,以中、粗砾岩为主,砾石高角度叠瓦状定向排列,局部见直立砾石,反映此时流体密度降低,开始向牵引流转变。FA-3岩相组合垂向上呈先正后反的粒序特征,反映扇三角洲下平原分支水道和辫流坝组合。

（4） FA-4岩相组合（Gcm-Gi-Gt）。此组合位于扇三角洲下平原与扇三角洲前缘交汇处,底部混杂堆积,上部叠瓦状排列。主要代表扇三角洲下平原外侧碎屑水道和分支辫状水道沉积。岩性以中、细砾石为主,底部多粗粒,分选磨圆较差,砂质支撑,偶可见直立砾石。砾石排列定向性明显,底部为片状洪流,向上为富砾质碎屑流,再向上过渡为牵引流沉积。自下而上分别发育多级颗粒支撑砾岩相、叠瓦状砾岩相、槽状交错层理砾岩相。

（5） FA-5岩相组合（Gcm-Gi-St）。此种岩相组合类型为扇三角洲上平原外侧的分支辫流水道沉积,岩性以中、粗砾石为主,大小混杂,砾质支撑,块状构造（图3）。底部为片状洪流沉积,向上逐渐变为颗粒流,顶部过渡为稳定牵引流沉积,可见明显的槽状交错层理。自下而上分别发育多级颗粒支撑砾岩相、叠瓦状砾岩相、槽状交错层理砂岩相。

（6） FA-6岩相组合（Gi-Gcm-Sh-Gcm）。底部为叠瓦状砾岩相,反映下部水体较强的牵引力,是重力流向片状洪流过渡的前奏；中部过渡为多级颗粒支撑砾岩相,块状构造,弱的反粒序；向上为平行层理砂岩相和多级颗粒支撑砾岩相,砂岩常呈透镜状夹于二者之间,是水动力条件衰减条件下水道内快速卸载的砂质洪淤。该岩相多出露在扇三角洲下平原,指示扇三角洲下平原的分支水道沉积。

（7） FA-7岩相组合（M-Gg-M-Gg）。下部为厚层块状泥岩或泥质粉砂岩,无沉积构造,内部夹漂浮砾石,砾石大小不一；向上突变为小规模粒序层理砾岩相,砾石颗粒漂浮在泥质或泥质粉砂杂基之中,分选、磨圆较差,中部为块状构造,底部发育小型冲刷面,剖面上具顶平底凸的构型样式；该组合顶部为块状泥岩,可见植物根系。该组合主要出露在扇三角洲前缘,是短期富泥质碎屑流沉积之后,水动力迅速降低,细粒沉积缓慢卸载充填的产物。

粒度数据基于野外露头粒度筛析法与剖面粒度精细测量统计法所得。为了获取扇三角洲粗粒沉积体准确的沉积记录,将粒度概率累积曲线横坐标扩展到更粗的粒径：Φ∈（-5,4.5）。与传统粒度分析法Φ∈（0,4.5）有所不同^[43⁃46],在扩展粒度统计范围内,并未改变标准维谢尔图版在0~4.5 Φ范围内1.38~1.42的横纵线段长度之比,既保留了传统粒度概率累积曲线的地质含义,也可较为明显地展示粗粒沉积体的粒度特征,将有助于进一步认识扇三角洲的沉积机制。将上述沉积物粒度特征按照沉积物形成时的流体类型进行划分（图4）,可将其流体类型划分为碎屑流、片状洪流和牵引流^[11,47⁃48]。

Figure 4.  Transport mechanisms and types from the Xiligou fan delta in Qinghai

a阶段为碎屑流阶段,是典型的重力流沉积,具有塑性流体的性质；沉积物间利用分散压力、基质强度、浮力等多种方式进行支撑；大小不一的砂质、砾质碎屑与水形成高密度高黏度的混合体,以悬移方式进行块体搬运^[49]。碎屑流内部沉积组分复杂,典型的识别特征为砾岩的杂乱堆积,直立砾石大量发育,块状构造,交错层理不发育。典型粒度概率累积曲线为低斜率一段式,一段式反映沉积物的悬浮搬运。砾石倾向玫瑰花图在整个圆周内均有分支,表示砾石倾角角度较高。典型岩相发育砾石杂基支撑漂浮砾岩相Gmg和多级颗粒支撑砾岩相Gcm等,其中,多级颗粒支撑砾岩相Gcm是碎屑流后期的产物,垂向上沉积物已经开始出现重力分异。

b阶段为碎屑流向片状洪流的转化阶段。沉积形成坡度较陡、搬运能力强、水体能量大,从砂级至巨砾级均可搬运。碎屑流—片状洪流转化阶段沉积粒度以中砾岩为主,最大砾石常出现在上部；块状构造,冲刷强烈,成层性较差；下部由于流体牵引力较强,可见一些砾石为高角度定向排列,典型岩相以砾石质杂基支撑漂浮砾岩相Gmg、砂质杂基支撑漂浮砾岩相Gms为主；上部砾石悬浮搬运,水体牵引力较弱以重力流为主,砾石分选、磨圆与碎屑流阶段对比较好,垂向上已经开始发生重力分异作用,可见不明显粒序层理,发育岩相以粒序层理砾岩相Gg为主。典型粒度概率累积曲线兼具低斜率一段式和过渡两段式特征,一段式反映沉积物悬浮搬运,过渡两段式反映跳跃组分开始出现,但与悬浮组分区别不明显。

c阶段流体性质为片状洪流,片状洪流仍具备较高的密度和高切变率,是一种过渡性质的沉积物搬运方式,内部流动方式为紊流；随着惯性力的消失,沉积物发生重力卸载,典型岩相包括Gt、Gg、Gi。粒序层理是重力流沉积后期,沉积物按重力大小分异的特征标志；叠瓦状构造反映了牵引流作用加强并开始占主导地位,砾石在顺水流作用下定向排列,是过渡为牵引流的前奏。砾石倾向玫瑰花图分支多集中在半个圆周内,同水流方向一致,少量其他方向分支,表明砾石倾角角度高且较为一致,反映了高流态环境下重力流和牵引流的双重作用。典型粒度概率累积曲线为两段式和宽缓上拱式,既包含了悬浮组分,也开始出现跳跃组分,跳跃组分斜率高,悬浮组分斜率低。

d阶段为片状洪流向牵引流过渡阶段,此阶段流体既具有片状洪流的高密度与高切变率的性质,又具有牵引流的特点,砾石以滚动搬运为主,砾石的分选磨圆相对较好,纹层中砾石可见槽状分布,典型岩相以叠瓦状砾岩相为Gi、槽状交错层理砾岩相Gt和槽状交错层理砂岩相St为主。受牵引流作用较为明显。砾石倾向玫瑰花图较为集中说明水流方向较为一致,存在少量其他方向的分支,反映了水道存在摆动现象。粒度概率累积曲线由两段式向三段式变化,滚动、跳跃、悬浮组分均发育,且组分较为均衡。

e阶段流体性质为牵引流,牵引流服从牛顿内摩擦定律,沉积物在水流的推力下以床砂载荷（推移质）形式运移,搬运能力取决于水流的流速和流量（荷载力）,搬运方式包括溶解负载、悬移负载和床砂负载。牵引流沉积典型的识别标志是各种层理岩相,如槽状交错层理砂岩相St、平行层理砂岩相Sh等。砾石倾向玫瑰花图较为分散,同水流方向存在差异,内部分支差异较大,反映了水流的来回改道现象,粒度概率累积曲线多呈三段式,滚动、跳跃、悬浮组分均发育,以跳跃组分为主。

根据AMS¹⁴C测年确定剖面年代,其中¹⁴C测量的样品选择为砾石层间的泥炭沉积（取样点1~5可见图5剖面）,样品由中国地质科学院水文地质环境地质研究所完成。该结果经过树轮校正,所用曲线为IntCal13atmosphericcurve,所用程序为OxCalv4.2.4BronkRamsey,其测试数据和深度线性相关性明显。测量表层1号样品沉积物年龄8.96±0.27 ka,中层上部沉积物2号和3号样品年龄12.23±0.33 ka、12.21±0.53 ka下部4号样品年龄13.75±0.61 ka,底层5号样品沉积年龄14.56±0.81 ka。测量得到的年龄数据与Yan et al.^[50]对青海湖岸土壤年龄范围基本一致。按照粒度的垂向序列将希里沟扇三角洲剖面分层三层SI,SII和SIII,假定沉积过程稳定,推测各界面砾石层的沉积年龄。根据剖面解释（图5）,同样可以将该扇三角洲由下向上划分出三个阶段：SI,SII和SIII。利用岩相、岩相组合、沉积物粒度等划分来说明扇三角洲等粗粒沉积流体的表现形式与分布规律,即三角洲发育阶段与沉积流体性质的关联^[51]。分析SI,SII和SIII希里沟扇三角洲流体性质和沉积物发育及分布特点,综合分析获得SI,SII和SIII时期的沉积特征,由此区分不同时期的扇三角洲沉积主控流体类型。采用粒度筛析法对野外采集的样品进行处理、称重以及测量砾石粒径（表1）,并根据粒度筛析结果绘制频率分布直方图及粒度频率曲线。

Figure 5.  Field profile sedimentary characteristics for the Xiligou fan delta in Qinghai

SI期（14.56~13.75 ka）形成一套原始扇三角洲,整体表现为碎屑流沉积特点（图6）。自下而上中—粗砾含量降低,细砾—粗砂含量增高,整体表现为粒度减小特征,反映了温凉偏干气候条件下季节性洪水控制的扇三角洲典型沉积序列。垂向上岩相组合可以划分为FA1-FA2。底部为一套以砂质支撑的砾岩,粗砾、巨砾呈漂浮孤立状分布或高角度杂乱排列,分选极差,磨圆较差。中部为一层粒序层理砾岩相,杂基含量较低,中砾、细砾之间呈颗粒接触,分选和磨圆中等。中上部为连续的岩相组合,砾石具明显的沿层分布特征,杂基逐渐降低。顶部可见砾石,以中、细砾石为主,分选中等,磨圆较差,杂基含量极低。

Figure 6.  Fan delta sedimentary model for different periods of the Xiligou fan delta in Qinghai

从空间分布上来说,SI期希里沟扇三角洲上平原主要为砂质杂基支撑砾岩和多级颗粒支撑砾岩,砾石粒径变化范围大,排列无规律,为典型的高密度碎屑流成因,同时由于该阶段所形成的沉积物粒度相对更粗且砂砾含量更高,说明水流携砂砾的能力强,间接显示气候逐渐温暖^[52]。粒度概率累积曲线为过渡两段式,以悬浮总体为主。粒度直方图表现为多峰态(表1)。扇三角洲下平原—扇三角洲前缘细粒沉积逐渐发育,定向构造增多,见少量保存下来的槽状交错层理及平行层理砂岩相,反映SI期扇体遭受过强烈的碎屑流改造。粒度概率累积曲线为明显的宽缓上拱,S截点为-3.5Φ（图6）,以跳跃和悬浮搬运为主,反映该碎屑流（颗粒流）和牵引流转变的特点。

SII期（13.75~12.23 ka）在初期形成的扇三角洲基础上,遭受强烈片状洪流改造（图6）。相对上一期扇体,砾石粒径总体减小,垂向上杂基含量呈先减少后增大变化趋势,砾石变细,岩相组合特征为FA.3-FA.4（FA.5）。下部为块状砂砾质支撑的粗砾—巨砾岩,分选差磨圆较好,层内砾石表现为正粒序。中部为一套厚约30 cm的多级颗粒支撑砾岩,呈带状分布,杂基含量较低,局部可见砾石呈叠瓦状排列。顶部主要发育叠瓦状排列的中砾岩,分选磨圆较差,砾石倾角小于8°,反映了定向水流的沉积特点。

从空间分布来看,SII期扇三角洲主要受到片状洪流作用的改造,扇三角洲上平原大范围沉积砂质杂基支撑砾岩,砾石以粗砾—巨砾为主,反映了快速混杂堆积的过程。粒度概率累积曲线为宽缓上拱式,粒度直方图为双峰态（表1）。扇三角洲下平原—前缘砾石粒径变小,细砾—粗砂含量增多,扁平砾石定向性逐渐明显,可见小型槽状交错层理,反映了碎屑流减弱过渡到牵引流的变化。局部可见巨砾石堆积和冲坑发育；粒度曲线表现为两段式（图6）,S截点为-3.8 Φ。

SIII期（12.23~8.96 ka）的扇三角洲主要受牵引流改造（图6）。底部冲刷面明显,剖面向上可见保留较为完整的槽状交错层理。该期发育的岩相组合为FA.6-FA.7。反映了辫状水道发育对扇三角洲改造的过程,整体向上粒度变细,内部发育多期小型冲刷面。下部主要是一套杂基为粗砂、分选较差、磨圆较好的中砾—细砾砂岩,发育槽状交错层理,砾石沿纹层面分布,可见叠瓦状排列。中上部为一套厚层状粉砂岩—砂岩,发育多套薄层细砾—中砾岩。顶部为块状暗色泥岩,经受强烈生物改造作用。

从空间分布上说,SIII期希里沟扇三角洲受物源供给减弱的影响,砾石沉积粒径整体减小,扇三角洲上平原分布范围缩小,主要发育碎屑流成因的砂砾质支撑砾岩。扇三角洲下平原、扇三角洲前缘细粒沉积增多,主要为细砾—粗砂岩和粉砂—泥岩。细砾—粗砂岩多发育槽状交错层理、平行层理,砾石多定向排列,为辫状河道底部冲刷充填、坝体侧向和顺流加积成因。粒度概率累积曲线表现为典型三段式,粒度直方图为单峰态(表1),反映了扇三角洲受到高流态牵引流的改造。

环境敏感粒度组分能够敏感捕捉沉积环境的变化^[53⁃54],由于各朵叶形成过程中所处的环境不同,其在敏感粒度组分曲线上的响应也不同。由于希里沟湖扇三角洲为粗粒沉积,所以选取砂级颗粒（Φ≥0）作为敏感组分进行分析（图7）。

Figure 7.  Distribution of environmentally sensitive component curves on the Xiligou fan delta

基于Google Earth所获取的现今希里沟湖扇三角洲平面与流体类型及朵叶期次分析（图7）,可在希里沟湖扇三角洲识别出三期朵叶。其中I期朵叶砂级沉积物颗粒粒度较粗,敏感组分曲线主峰及次峰较为明显,主峰分布在0~2Φ,且主、次峰峰值均较高,主、次峰所在区间粒度平均含量相差中等。反映砂级颗粒分选性差,该朵叶沉积物形成时处于较强的水动力环境内,混杂大小不同的砂级颗粒,与水形成高密度高黏度的混合体,符合碎屑流沉积特征,即I期朵叶沉积以碎屑流为主。II期朵叶砂级沉积物颗粒粒度中等,敏感组分曲线主峰及次峰较为明显,主峰分布范围变化较大,且主、次峰峰值与I期朵叶相比较低。反映砂级颗粒分选中等,该朵叶沉积物形成时水动力环境持续改变,水流量变化较大,导致砂级敏感组分峰值粒度跨度较大,沉积物受到持续变化的水流进行改造,符合片状洪流沉积特征,即II期朵叶沉积以片状洪流为主。III期朵叶现今仍保持活跃,该期朵体砂级敏感组分颗粒粒度较细,以极细砂为主。有且仅有一个主峰,粒度分布范围较为集中,大于3 Φ,且主峰峰值高,反映了水动力条件较为单一,且水动力持续变弱的沉积环境,符合牵引流沉积特征,即III期朵叶沉积以牵引流主导。

目前对于粗粒砂砾岩的勘探聚焦于内部构型与展布规模,因此将扇三角洲流体转换与平面构型展布相结合,对于油气的勘探开发更具有现实意义。

希里沟湖扇三角洲由山口向河流下游方向呈放射状散开,平面形态为扇状（图8）,由于从扇三角洲平原到扇三角洲前缘流体性质逐渐从碎屑流过渡为片状洪流,最终为牵引流的流体类型转化特征,将其与前人对希里沟湖扇三角洲构型单元特征相结合^[39],进而分析其展布规律。

Figure 8.  Distribution pattern of deltaic configuration of the Xiligou fan delta^[39]

扇三角洲上平原发育以碎屑流主水道和片状洪流沉积主的构型单元,整体表现为碎屑流沉积特点。粒度自下向上整体表现为中—粗砾含量逐渐降低,细砾—粗砂含量逐渐增加,粒度逐渐减小。发育的垂向序列以FA1、FA2为主,在平面上表现为碎屑流主水道孤立发育于片状洪流沉积。垂向上表现为多期碎屑水道的叠置。由于扇三角洲上平原坡度较陡且碎屑流携带沉积物能力较强,碎屑流主水道搬运的粗粒沉积物与片状洪流沉积携带的细粒沉积混合形成高密度的混合物,导致流体黏度较大,形成内部块状沉积及分异差,平面上表现为碎屑流主水道在扇三角洲上平原摆动较小,水道宽度相对变宽。

扇三角洲下平原发育以辫状水道、辫流坝以及洪漫沉积为主要构型单元,整体表现以片状洪流沉积为特点。其垂向序列发育以FA3、FA4和FA5为主,构型单元在剖面上同期次表现为辫流坝发育于两个辫状水道之间,不同期次垂向上道坝切割频繁。受控于坡度逐渐变缓以及气候所导致物源供给强度的变化,流体类型由扇三角洲上平原的碎屑流逐渐转变为片状洪流沉积,其辫流水道水动力变弱,沉积物被搬运的速度相对降低,粗粒物质受垂向分异作用影响先行沉积,以至于水道分流的频率较高。

扇三角洲前缘发育以水下分流河道、河口坝以及席状砂为主要构型单元,整体表现以牵引流沉积为特点。其垂向序列发育以FA6和FA7为主,构型单元在剖面上表现为河口坝发育在两个水下分流河道间。由于扇三角洲前缘坡度最为平缓,沉积物供给强度最弱,流体类型由扇三角洲下平原的片状洪流逐渐转变为牵引沉积,且水下分流河道携带沉积物能力弱,沉积物输送环境由陆上变为水下,受到波浪作用的影响,沉积物被搬运的速度发生变化导致沉积物卸载,对后续搬运的沉积物形成阻挡,继而形成河口坝在水下分流河道间的展布样式。

地形坡度对沉积时的水动力条件具有决定性作用^[55]。基于对研究区内20个野外剖面观察点的实际测量数据进行统计计算,其结果如表2所示,可较为明显地观察出,沉积物厚度变化所导致的沉积剖面坡度（γ）可忽略不计,即使用现今坡度（α）数据对底形坡度（β）进行论证。利用DEM（Digital Elevation Model）数据恢复现今地貌,每间隔90 m统计海拔高度并以此计算现今扇三角洲扇面坡度（α）变化（图9a）。

Figure 9.  Differences in fluid types for different terrain slope backgrounds in the Xiligou fan delta in Qinghai

希里沟扇三角洲上平原坡度最陡（>3.0°）,扇三角洲下平原坡度中等（3.0~1.5°）,扇三角洲前缘坡度最缓（<1.5°）,其扇面最大坡差可达4.2°,其中扇三角洲上平原与下平原坡度差最大,约1.5°,扇三角洲下平原与前缘坡差约0.6°。冲积扇具相同趋势^[11],但坡度大小以及顺物源方向的变化不如希里沟扇三角洲剧烈,扇根地形坡度最大（3.0°~2.5°）,扇中坡度2.5°~1.5°,扇端坡度<1.0°,扇面最大坡差不超过2.0°。综上,自扇三角洲上平原至扇三角洲前缘,地形坡度不断减缓,扇三角洲上平原与下平原（或者说扇三角洲下平原上部）差异最大,扇三角洲下平原（或说扇三角洲下平原下部）与扇三角洲前缘坡度差异不大,随距离的增加,坡度变化越小。

根据顺物源方向剖面的沉积特征、地形坡度变化以及搬运机制进行对比（图9b）,不难发现随着沉积物从物源区向卸载区的逐步搬运,砂砾岩沉积的沉积特征具有明显的变化,且这种变化具有流变学的规律,体现了搬运机制变化的过程。沉积物从三角洲上平原以碎屑流主水道、片状洪流构型单元为主,沉积物以混杂堆积的砾岩为特点,逐渐过渡为三角洲下平原发育以辫状水道、辫流坝以及洪漫沉积构型单元为主,沉积物以细砾—粗砂为主且扁平砾石定向性明显为特点,最终变为三角洲前缘发育以水下分流河道、河口坝以及席状砂构型单元为主,沉积物颗粒以细砾—粗砂岩和粉砂—泥岩组合为特征,且沉积物分选、磨圆程度和层理发育程度渐好。从扇三角洲上平原至扇三角洲前缘是一个地形坡度不断减缓、洪水能量不断被消耗的过程,二者之间的耦合使流体性质从碎屑流向片状洪流过渡最终演变为牵引流。

气候的不同造就了不同地区扇三角洲沉积特征的差异^[56⁃58]。基于孢粉和沉积物粒度等分析,在不同气候下,总结粗粒沉积流体的表现形式与分布规律,即将气候与沉积流体性质相关联^[51]。在凉偏干气候高水流量、温凉偏湿中水流量和温暖偏干低水流量三种气候下,分析辨析植被、降水和沉积物供给强度等方面的差异,由此说明气候对扇三角洲发育的控制作用。根据对希里沟湖扇三角洲20个野外剖面观察点实际测量得到SI、SII、SIII时期平均沉积厚度分别为0.74 m、0.67 m、0.51 m。将各阶段沉积物厚度与¹⁴C定年数据相结合进行计算,可得沉积物供给强度:SI时期0.91 m/ka>SII时期0.44 m/ka>SIII时期0.15 m/ka。

SI期（距今14.56~13.75 ka）,处于I花粉带内（图10）,该阶段花粉浓度、温度和湿度均有所增加且发育的乔木植物以寒温性暗针叶林的云、冷杉为主,反映气候总体凉偏干,但与上一周期相比较其温度增高使冰川开始融化^[59],期间14.56~14.1 ka为暖湿期^[40],青海湖平面上升^[50],研究区内水流量较高,持续的较高水流量剥蚀增加了物源区被侵蚀程度,且碎屑流主水道和片状洪流具有输送大量沉积物的能力；同时,该时期的气候特征易于产生季节性降水所引起的洪水^[7]。岩相方面,在扇三角洲上平原处砾石粒径变化范围较大,无明显规律。粒度频率曲线为马鞍峰形态,岩相发育Gms、Gmg等岩相,具明显的碎屑流特征。

Figure 10.  Differences in fluid types for different terrain slope backgrounds in the Xiligou fan delta in Qinghai

SII期（距今13.75～12.23 ka）,大部分处于孢粉带II内,孢粉浓度进一步提高,总体气候为温凉偏湿,该阶段内气候波动较大,受新仙女木期（Younger Dryas）干冷气候的影响^[59],扇体较14.56~13.75 ka阶段相比水流量降低,输送沉积物的通道由碎屑流主水道逐渐演变为辫状水道,但水流量变化较大,低水流量时期水动力较弱,前期所形成的粗粒沉积对后续沉积物形成阻挡而形成辫流坝,高水流量时期物源供给量超过辫状水道可容纳的沉积物导致漫洪沉积较为发育,这种水流量的变化同样导致物源区的侵蚀程度较为严重,沉积物供给较不稳定。扇三角洲上平原存在砂砾质支撑,砾石粒径与SI相比较小。粒度频率曲线特征为单峰,岩相发育Gcm、Gg等典型片状洪流岩相。

SIII期（距今12.23～8.96 ka）,整体处于孢粉带III,该阶段时间周期大于S1与SII,该周期内花粉浓度、青海湖温度、湿度均较高,但该周期内9.4 ka存在全新世降温幅度最大的一次冷事件^[19,59],导致该阶段以温暖干旱为特点,水流量减少,沉积物输送通道由辫状水道逐渐演化为水下分流河道,受湖平面作用影响河口坝和席状砂逐渐发育。该时期喜冷干的唐松草等植被较为发育,导致物源区的侵蚀程度较弱,缺乏沉积物供给,岩相方面,发育Sh、St等,从扇三角洲上平原至下平原砾石粒径逐渐递减且砾石多见定向排列,粒度频率曲线为双峰,反映了典型牵引流特征。

由于SI时期降雨量相对较多,大量的降雨对水体稀释严重,密度降低,扇三角洲上平原受碎屑流—片状洪流混合搬运,高密度的碎屑流在短期内密度相对降低,砾石粒度相对SIII时期大。同时,大量降雨也可引起区域基准面上升,使远端的分支水道难以下切,形成扇缘湿地和扇缘蓄水沉积区,沉积大量厚层泥岩。降雨导致河道水动力较强,使SI时期扇三角洲摆动效应不强烈,河道较为顺直（图10）。SIII时期降雨稀少,但由于气候原因,利于植被生长,能有效地固定河道和发育成土,水体受稀释程度小,密度更高,导致沉积物供给不足。从扇三角洲上平原至扇三角洲前缘,沉积物分别经历了碎屑流搬运—碎屑流与片状洪流混合成因搬运—片状洪流搬运—片状洪流牵引流混合搬运的过程。干旱的气候条件下植被不发育,无法有效成土固土^[60],河道摆动更为频繁,细粒沉积难以保存^[61]。

（1） 共划分出9种岩相和7种岩相组合,并且针对沉积特征及沉积序列将扇三角洲沉积的流体类型划分为三类,即碎屑流、片状洪流、牵引流。

（2） 将希里沟三角洲沉积形成过程划分为3个期次（SI、SII和SIII）,并利用岩相、岩相组合、沉积物粒度等明确SI期为碎屑流主控沉积期、SII为片状洪流主控沉积期和SIII时期为牵引流主控沉积期。

（3） 在希里沟湖三角洲平面识别出3期朵叶,分别为I期、II期和III期,并通过敏感组分曲线特征判断I期朵叶沉积以碎屑流为主,II期朵叶沉积以片状洪流为主,III期朵叶沉积以牵引流主导。

（4） 扇三角洲上平原以碎屑流主导,发育碎屑流主水道和片状洪流沉积为主的构型单元；扇三角洲下平原以片状洪流主导,发育以辫状水道、辫流坝以及洪漫沉积为主要构型单元；扇三角洲前缘以牵引流主导,发育以水下分流河道、河口坝以及席状砂为主的构型单元。

（5） 希里沟三角洲从扇三角洲上平原至扇三角洲前缘是一个地形坡度不断减缓的变化过程,由于地形坡度的变化,洪水能量不断被消耗,二者之间的耦合使流体性质从碎屑流向片状洪流过渡最终演变为牵引流,最终提出坡度对三角洲流体类型转换具有控制作用。

（6） 揭示了希里沟扇三角洲沉积形成过程不同期次的气候特点。其中SI为凉偏干气候高水流量碎屑流建造阶段,SII为温凉偏湿中水流量片状洪流改造阶段,SIII为温暖偏干低水流量牵引流改造阶段。气候变化造成的沉积物剥蚀与粗粒碎屑的供给差异,间接控制三角洲流体的转化机制。