石雨昕, 高志勇, 周川闽, 周正龙. (2017)新疆焉耆盆地开都河不同河型段砂砾质沉积特征与差异分析* [J]. 古地理学报, 19(6): 1037-1048
Shi Yuxin, Gao Zhiyong, Zhou Chuanmin, Zhou Zhenglong. (2017)Depositional characteristics and variations of different channel deposits in the Kaidu River of Yanqi Basin, Xinjiang[J]. Journal Of Palaeogeography, 19(6): 1037-1048.   
DOI:10.7605/gdlxb.2017.06.080
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新疆焉耆盆地开都河不同河型段砂砾质沉积特征与差异分析*
石雨昕1,2, 高志勇2, 周川闽2, 周正龙3
1 中国地质大学(北京)海洋学院,北京 100083
2 中国石油勘探开发研究院实验研究中心,北京 100083
3 中国石油大学(北京)地球科学学院,北京 102249

第一作者简介 石雨昕,女, 1991年生,硕士研究生,主要从事沉积地质学研究。 E-mail: shiyuxin2018@163.com。

收稿日期:2017-01-03
基金:国家科技重大专项(编号: 2016ZX05003-001),中国石油股份公司课题(编号: 2016B-0302,2014E-3209)联合资助
摘要

新疆焉耆盆地开都河自察汗乌苏水电站流入博斯腾湖的河口之间,发育单一物源供给下的山间河段、辫状河段、曲流河段、顺直河段以及三角洲平原顺直型分流河道段等多种类型河道沉积。通过探坑挖掘与观察、砂砾质沉积物结构的测量、碎屑组分与重矿物分析以及数据统计分析等方法,分析开都河不同类型河段的砾石质沉积特征与搬运距离关系、砾质与砂质组合特征、砂质碎屑组分与沉积构造特征及变化等,认为沉积地形与坡度、沉积物组成以及气候条件等因素控制了不同河段类型的变化与沉积特征的差异。同时,建立了不同河型段砾石径变化与沉积搬运距离的定量关系。在此基础上,统计了在干旱气候与充沛物源供给条件下,开都河不同河型沉积中的有利储集体分布范围及其比例关系数据,可为陆相湖盆河流沉积相图的编制提供重要的参考依据。

关键词: 焉耆盆地; 开都河; 河流沉积; 砾石搬运距离; 沉积相
中图分类号:P588.2 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2017)06-1037-12
Depositional characteristics and variations of different channel deposits in the Kaidu River of Yanqi Basin, Xinjiang
Shi Yuxin1,2, Gao Zhiyong2, Zhou Chuanmin2, Zhou Zhenglong3
1 School of Ocean Sciences,China University of Geosciences(Beijing),Beijing 100083
2 Petroleum Geology Research and Laboratory Center RIPED,Beijing 100083
3 College of Geosciences,China University of Petroleum(Beijing),Beijing 102249;

About the first author　Shi Yuxin,born in 1991,is a master degree candidate of China University of Geosciences(Beijing). She is mainly engaged in sedimentary geology. E-mail: shiyuxin2018@163.com.

Fund:[Co-funded by the National Science and Technology Major Projects of China(No.2016ZX05003-001) and Projects of China National Petroleum Co.(Nos.2016B-0302,2014E-3209)]
Abstract

The Kaidu River is a typical perennial internal river with abundant sediment located in the Yanqi Basin under arid climate condition. The catchment of the river is the Tianshan Mountain and the river drains into the Bostan Lake. A complete range of different channel deposits are recognized from source to sink of the associated depositional system,including straight,meandering,braided and anastomosing channel patterns. Depositional facies,depositional processes and heavy mineral distributions were documented and analyzed statistically in relation with transport distance. The result shows that channel patterns and sedimentary facies are controlled by climate,composition of sediments,geography and slope. The grain size of sediments shows strong decreasing trend over transport distance. These results promoted the development of a facies models for the Kaidu River and the Bostan Lake. Since the proposed model incorporates quantitative analysis of the sediments and facies,it’s promising to provide a modern analog for the interpretation of its ancient counterparts.

Key words: Yanqi Basin; Kaidu River; fluvial deposit; gravel-transport distance; sedimentary facies

前人关于河流沉积特征的研究已取得了较多成果(Moore, 1969; Nadler and Schumm 1981; Miall, 1982; 廖保方等, 1998; 王俊玲和任纪舜, 2001; 张昌民等, 2004; 王随继, 2008, 2010; Assine and Silva, 2009; Fotherby, 2009), 现代沉积考察是认识河流相沉积的有效方法之一(尹太举等, 2012), 并在20世纪80年代后引起了国内外学者的广泛关注和重视。廖保方等(1998)通过对中国永定河现代沉积的研究, 发现辫状河在高坡降地区和低坡降地区的沉积特征与河流形态存在差异, 而沉积作用机制和砂体沉积模式近似; 王俊玲和任纪舜(2001)认为嫩江下游的现代河流包括2种河型沉积, 底部为以砾石沉积为主的辫状河沉积, 上部是低能量曲流河点坝沉积; 王随继(2008)对黄河流域沉积动力特征以及河型转化的研究, 认为不同河段间的沉积动力特征存在明显差异, 并发现黄河上游第1弯的玛曲河段发生网状河— 弯曲河型— 辫状河型转化现象。同时, 欧美大量学者对密西西比河(Nadler and Schumm, 1981)、普拉特河(Fotherby, 2009)、巴拉圭河(Assine and Silva, 2009)等现代河流的砂砾质展布、沉积构造特征等多方面进行了研究(Moore, 1969; Miall, 1982)。通过大量现代河流沉积学的研究, 前人总结出了多种类型河流的形态、沉积构造、沉积物特征及其控制因素等, 对古代海陆相盆地单一河流类型的沉积相编图、有利砂体分布预测提供了重要的参考价值。然而, 正如Derald(1983)所指出河流的沉积作用极其复杂, 且具有多变性, 典型的相模式并不能应用到每种沉积环境。再者, 通过考察中国多个现代湖盆内河流三角洲沉积并结合前人报道(廖保方等, 1998; 王俊玲和任纪舜, 2001; 张昌民等, 2004; 陈骥, 2016), 湖盆内往往发育由山间河— 辫状河— 曲流河— 三角洲平原分流河道直至入湖等多种类型沉积体, 若通过解剖在单一物源供给下, 不同河型段的砾石质成分、砾径等与搬运距离的关系, 砂质沉积构造、分布范围、碎屑组分及重矿物组合变化与源区关系以及不同河型段之间转换的控制因素, 可明确湖盆内由物源区— 山间河段— 辫状河段— 曲流河段— 顺直河段— 三角洲分流河道段的空间展布比例关系、展布范围, 可为陆相湖盆河流沉积相图编制提供重要的参考依据。

1 概况

焉耆盆地位于新疆, 属于天山南坡的山间沉积盆地, 是在库鲁克塔格褶皱带和南天山褶皱带前中生代基底基础之上发育起来的中、新生代盆地(姚亚明等, 2006), 东西长170, km, 南北宽80, km, 面积约1.3万km2。现今盆地内发育了河流、三角洲、冲积扇、扇三角洲、滩坝、风成沙丘及湖泊等多种类型沉积体(图 1)。现代的河流沉积较发育, 包括开都河、清水河和黄水沟等。开都河位于焉耆盆地北缘, 发源于天山中部的依连哈比尔尕山和蒙尔宾山。源头位于海拔4000, m以上, 属于雪冰融水和雨水混合补给的河流。开都河经察汗乌苏、大山口流出山口后, 水势平缓, 穿过焉耆平原, 注入博斯腾湖(陶辉等, 2007; 买托合提· 阿那依提等, 2014)。

图 1 新疆焉耆盆地开都河— 博斯腾湖沉积体系平面分布图Fig.1 Sedimentary system map of Yanqi Basin, including Kaidu River, Bosten Lake and so on

开都河为单一物源供给河流(图 1), 由察汗乌苏水电站(解剖点1)至入湖口(解剖点10)发育有山间河段(点1— 2)、辫状河段(点3— 4)、曲流河段(点5— 6)与顺直河段(点7— 9)等4种河型沉积, 以及三角洲平原分流河道(顺直河型, 点9— 10)。解剖点1— 10分别设在反映各河型沉积的典型区域, 或者在不同河型之间的变化区域。笔者对不同河型段沉积物展布、沉积构造特征等进行了大量的探坑挖掘与数据测量工作, 为现代河流不同河型段沉积特征及其差异对比等研究奠定了基础。

2 不同河型段砂砾质沉积特征对比
2.1 不同河型段砾石特征及对比

2.1.1 山间河段

开都河山间河段主要发育在解剖点1察汗乌苏水电站— 点2大山口水电站及至下游20, km的出山口处, 山间河段水流量大、水动力强, 河道内以砾石质沉积为主, 砂质沉积较少。察汗乌苏水电站(解剖点1), 海拔1691, m, 山间河谷宽500, m, 河道内及两岸堆积大量砾石, 砾石巨大, 平均砾径为60.62, cm, 最大可达440, cm。由于河道内砾石常年受水流冲洗, 磨圆度较好, 平均球度0.72, 平均扁度1.78, 平均倾向63° , 平均倾角40° 。沙质及泥质沉积物极少。砾石成分较复杂, 主要为粉细砂质碎屑岩砾石, 其次为混合花岗岩砾石, 并有少量的凝灰岩、花岗岩及脉石英等砾石(表1)。此处山间河发育有两级阶地(图 2-A)。

表 1 焉耆盆地开都河不同河型段砾石成分、砾石径及搬运距离关系数据 Table1 Relationship between gravel composition, diameter and transport distance of different channel deposits in the Kaidu River of Yanqi Basin

大山口水电站(解剖点2), 海拔1341, m, 此处距上游察汗乌苏水电站24, km, 较之河谷变宽, 宽约2, km, 河道宽约150, m, 此处水流较上游变缓, 水动力变弱。河道内沉积的砾石粒径明显变小, 多小于50, cm, 平均砾径为16.57, cm。砾石磨圆度较好, 呈次圆— 次棱角状, 扁平面倾向于上游方向, 平均球度0.66, 平均扁度2.18, 平均倾向312° , 平均倾角38° 。主要的砾石为粉细砂质碎屑岩砾石, 其次为混合花岗岩、凝灰岩砾石, 并有少量花岗岩、脉石英等砾石(表 1)。河道内下部为砾石质沉积, 上部沙质发育, 整体上呈砾石— 中粗沙— 细沙的呈正韵律沉积(图 2-B), 厚度为1.0~1.6, m, 内部发育根土层、虫孔等。

2.1.2 辫状河段

辫状河多发育在河道比降较大的地带, 河道高差大, 水流湍急, 对河岸侵蚀快, 河道内发育心滩, 河道与辫状坝的频繁游荡、摆动为辫状河的重要特点(Miall, 2013; 李海明等, 2014; 高志勇等, 2015)。开都河辫状河段长约24, km, 出山口后由于地形坡度变缓, 河流的搬运能力突然减小, 所携带的大量沉积物以片流形式分散开, 故而在山前地区发育了典型的辫状河道。辫状河道段水浅、流急, 河道心滩十分发育, 砾石粒径较山间河段明显变小。

解剖点3位于巴润哈尔莫墩镇大桥, 海拔高度为1117, m, 为辫状河中游沉积, 距大山口(点2)40, km, 此处较之河道变宽, 宽约1.03, km。河道比降大, 有利于形成宽而浅的辫状河。河道内砾石粒径明显变小, 平均砾径为8.02, cm, 呈次圆— 次棱角状, 平均球度0.61, 平均扁度2.82(表 1)。砾石扁平面倾向于上游方向, 定向排列十分明显, 表示水流湍急。砾石成分仍主要为碎屑岩砾石, 凝灰岩及中酸性火山岩砾石次之, 并有较少的混合花岗岩、混合岩砾石。河道内发育较多砾质坝, 坝体宽70~90, m, 长200~300多米, 坝头及侧翼迎水面以砾质沉积为主(图 2-C), 坝尾发育较多的砂质沉积。

图 2 开都河不同河型段宏观沉积特征及地貌
A— 开都河山间河段砾石沉积与河流阶地, 察汗乌苏水电站附近; B— 开都河山间河段, 砾石— 砂质正韵律沉积, 大山口水电站附近; C— 巴润哈尔莫墩镇大桥, 辫状河的中游砾质坝; D— 连心桥, 辫状河下游砾石定向排列; E— 乌拉斯台农场三连, 曲流河上游砂砾质边滩; F— 军垦大桥北侧, 曲流河下游砂质堤岸; G— 军垦大桥北侧, 曲流河下游河道底部滞留砾石; H— 龙尾村, 蛇曲河段变顺直河段位置; I— 十号渠村, 顺直河段的江心洲沉积; J— 开都河入湖口分流河道沉积地貌Fig.2 Sedimentary characteristic and landscape of different channel deposits in the Kaidu River

解剖点4位于连心桥与呼青衙门村, 海拔1090, m, 发育辫状河下游以及辫状河— 曲流河的过渡沉积, 距解剖点3有5~6, km。连心桥处辫状河道宽约180, m, 水动力较强, 河道比降稍有下降, 但变化不明显。砾石粒径比哈尔莫墩大桥处(点3)要小, 平均砾径5.62, cm, 呈次圆— 次棱角状, 平均球度0.65, 平均扁度2.34, 平均倾向323° , 平均倾角31° (表 1, 图 2-D)。辫状河道内砾质坝(心滩)坝体宽数十米至130余米不等, 长100~300多米。砾石仍主要为碎屑岩砾石, 凝灰岩及混合岩砾石次之, 并有较少的花岗岩、脉石英砾石。

2.1.3 曲流河段

曲流河发育于河流卸载体系的下游, 其地势坡度低, 携带沉积物能力较弱, 河道作用的分布具有明显的规律性。曲流河道在冲积平原上不断地迁移, 曲率和梯度是迁移方式的主要影响因素。被截弯取直的高曲率河道, 形成废弃河道或牛轭湖, 中曲率河道, 在洪水期频繁决口, 这些作用使曲流带的位置逐渐稳定下来, 达到均衡状态(程岳宏等, 2012)。开都河曲流河段长约40, km, 是辫状河长度的1.67倍。河道最宽处宽约0.35, km, 最窄处宽约0.3, km。此段较辫状河段水体深、水流缓、河道窄。砾石粒径较上游更为减小, 多见中细砂质沉积。

乌拉斯台农场三连(解剖点5)属曲流河上游, 距大山口60, km, 海拔1075, m。曲流河道宽100~250, m, 河道比降下降明显。此处为砾石沉积与砂质沉积的过渡段, 砾石仍较为发育, 砾石粒径变小明显, 平均粒径为3.33, cm, 磨圆较好, 呈次圆— 次棱角状, 平均球度0.63, 平均扁度2.51(表 1)。砾石成分主要为碎屑岩砾石, 凝灰岩及脉石英砾石次之, 并有较少的花岗岩、混合岩砾石沉积。河道侧岸有大量砂质沉积, 点坝(边滩)坝头砾石沉积为主, 坝尾砂质沉积为主(图 2-E)。附近发育牛轭湖、废弃河道沉积。解剖点6位于军垦大桥北侧的曲流河下游区, 距大山口80, km, 海拔1065, m。曲流河道宽150~300, m, 地势愈发平缓。边滩(点坝)以小砾石与粗砂质沉积为主, 平均砾径1.02, cm。河道内有大量的砂质沉积。通过探坑挖掘(图 2-F), 在军垦大桥北侧曲流河道底部滞留砾石沉积较发育, 砾石成分主要为凝灰岩砾石, 碎屑岩砾石、脉石英、混合岩等砾石次之, 并有少量的花岗岩砾石沉积(图 2-G)。

砾石是受形成环境最为敏感并且分布较为局限的岩石(高志勇等, 2016a), 前人对祁连山北麓昌马洪积扇(万静萍等, 1989)和长江泸州至重庆段河流沉积都进行了砾石搬运距离的定量研究(吴锡浩和钱方, 1964), 笔者通过由察汗乌苏水电站(解剖点1)至军垦大桥北侧(解剖点6), 分析不同河型段的砾石成分、砾石粒径变化, 并在各解剖点测量超过100块砾石, 测量项目包括岩性的长轴(a轴)、中轴(b 轴)、短轴(c轴)、倾向、倾角, 计算砾石的球度、扁度及平均砾石粒径(高志勇, 2016b), 并与沉积搬运距离进行对比(表 1)可知, 由察汗乌苏水电站(解剖点1)至军垦大桥北侧(解剖点6)砾石搬运大于100, km, 平均砾石径由60.62, cm, 降低至平均1.02, cm, 粒径减小了90%以上, 并逐步演化为以砂质沉积为主。对表 1中砾石粒径变化值与沉积搬运距离进行了数据拟合, 从而建立了如开都河此种在单一物源供给下, 山间河段— 辫状河段— 曲流河段的砾石粒径变化与沉积搬运距离关系式:

S=-27.16lnD+110.62 (1)

其中, S为砾石沉积搬运距离, 单位为km; D为平均砾石粒径, 单位cm; 公式中的系数-27.16反映了砾石粒径纵向变化的速率, S与D呈负相关关系, 公式1为定量分析河流相中砾石沉积变化提供重要的分析参数。

2.2 不同河型段砂质沉积特征及对比

2.2.1 曲流河段

开都河曲流河段长约40, km, 曲流河段蜿蜒曲折, 在河岸凹侧侵蚀, 凸侧发育边滩沉积。乌拉斯台农场三连(解剖点5)的曲流河上游的边滩砂体展布范围为420m× 180m, 坝体(边滩)生长可细分为4期, 每一期坝体生长的边界处都发育高低不平、错落有致的红柳、野草等植被。其中, 第1期坝体宽18, m, 第2期坝体宽32, m, 第3期坝体宽51, m, 第4期坝体亦即正在生长的边滩宽为7~10, m。每期生长的坝体宽度均有增加, 对单一的曲流河坝体(边滩)而言, 在充足的物源供给下, 蛇曲河道弯曲度愈大, 水体流速愈慢、侧积发育程度愈高, 坝体逐渐加大, 后期宽度多大于前期坝体宽度。

图 3 开都河曲流河段与顺直河段沉积序列对比剖面图
a— 军垦大桥曲流河段下游探坑剖面图, 曲流河段沉积序列; b— 顺直河段中游探坑剖面图, 顺直河段沉积序列Fig.3 Sedimentary sequence comparison between meandering river and straight river in the Kaidu River

由军垦大桥(解剖点6)曲流河下游段探坑剖面(图 2-F, 图 3-a)揭示, 此段曲流河边滩沉积序列以正韵律为主, 多期砂体叠置。边滩砂体下部为土灰色粗沙、中沙, 向上变细为粉细沙, 多为块状构造沉积, 砂体中下部夹有厚3~4, cm的砾石层, 砾石粒径最大 5, cm左右。砂体上部发育土灰色细砂质, 夹有灰色粗砂质。在边滩砂体顶部, 可见小砾石及钙质结核(图 3)。

2.2.2 顺直河段

在曲流河与三角洲平原段之间, 发育顺直河段(图 1)。顺直河段全长约为24, km, 与辫状河段长度大体相当。在曲流河段变化为顺直河段的解剖点7, 海拔1063, m, 蛇曲段尾部河道变窄, 宽150~250, m, 进入顺直河段后, 河道逐渐变宽, 可达400, m, 河道内有江心洲, 其上有植被覆盖(图 2-H)。江心洲35m× 60m-140, m× 490m。解剖点8的焉耆县城东大桥为顺直河段中游, 河道宽450~490, m, 海拔1059, m, 与顺直河段上游相比, 坡度变化很小。顺直河道内江心洲发育, 江心洲36m× 164m-127, m× 566m, 甚至更宽、更长。江心洲表面沙波发育(图 2-I), 沙波缓坡面迎上游水流方向, 波峰沙质细、波谷沙质粗, 或有小砾堆积。江心洲砂质沉积为主, 其沉积序列以正韵律为主, 底部主要为土黄色粗沙, 夹有厚10~15, cm的河道滞留砾石层, 沙体内发育大量交错层理、平行层理。向上变细为粉细沙, 平行层理为主, 见泥粉沙透镜体。顶部为土黄色河道泥质沉积, 发育植物根须、生物潜穴, 顶层底部见变形层理(图 3-b)。

2.2.3 三角洲平原顺直型分流河道

开都河流入博斯腾湖, 在河流与湖泊共同影响和相互作用下形成河控三角洲。现今三角洲平原与开都河顺直河段冲积平原的界限大致在博湖县城分水岭, 其也是现今开都河三角洲的起点。分水岭(解剖点9)海拔为1056, m, 与开都河顺直河段高差为3~4, m。三角洲平原河道变窄较明显, 呈顺直形态, 由出焉耆县城的宽约340, m, 至分水岭宽仅为180, m(图 1), 早期三角洲平原起点可能在焉耆县城东大桥东部3, km处, 现今迁移至博湖县城的分水岭, 表明在物源的持续供给下, 开都河三角洲向博斯腾湖内生长迁移。开都河三角洲平原分流河道沿分水岭向南、东南、西南分流, 向博斯腾湖内呈鸟足状延伸, 分流河道逐渐变窄, 宽70~170, m。至开都河入湖口(解剖点10), 三角洲平原顺直河道宽约50, m, 入湖的分流河道宽30~45, m, 海拔1051, m。河道整体较顺直, 河道堤岸以粉细沙、泥质沉积为主。分流河道堤岸上芦苇等植被发育(图 2-J), 河口坝体宽130~280, m, 长160~500 m。

2.3 不同河型段沉积平面展布比例

焉耆盆地开都河自察汗乌苏、大山口水电站至入湖口, 自物源区至汇水区, 发育山间河段、辫状河段、曲流河段、顺直河段与三角洲平原顺直分流河道段, 并最终汇入博斯腾湖形成三角洲。山间河段水动力强, 大量砾石沉积, 砾石磨圆度好, 砂质沉积物少; 随着古地形变缓与坡度减小, 山间河段流经出山口后, 转变为辫状河段沉积, 水动力强, 砾石粒径较山间河段减小10倍以上, 河道内砂质沉积增加, 砾质坝尾发育较多砂质; 随着地势变平缓, 辫状河段过渡为曲流河段, 水动力较强。自察汗乌苏水电站山间河段, 砾石在搬运80~100, km后, 大量磨蚀后转换为相对细粒的沙, 在曲流河段中下游区大量沉积; 顺直河段的河道内坡度很小, 水流较缓慢、水动力较弱。河道内发育江心洲, 江心洲以沙沉积为主, 发育有大型交错层理、平行层理, 并见河道底部滞留砾石, 江心洲表面植被发育; 三角洲平原地势平缓, 顺直型分流河道以粉细沙、泥质沉积为主, 分流河道堤岸上芦苇等植被繁盛(图 2-J)。

结合Google Earth软件分析, 认为在现今干旱气候与充沛物源供给条件下, 开都河自出山口后的辫状河段、曲流河段、顺直河段以及三角洲平原顺直型分流河道段的发育长度分别为24、40、24和25, km, 各河段的长度比值为1:1.67:1:1; 不同河型段的沉积范围砂砾质展布宽度分别为10、19、43和30, km, 比值分别为1:1.9:4.3:3; 计算得出各河型段的砂砾质沉积面积分别为240、760、1032和750, km2, 比值为1:3.2:4.3:3.13。

3 沉积物碎屑组分与重矿物特征
3.1 碎屑组分特征

依据《沉积岩中黏土矿物和常见非黏土矿物X射线衍射分析方法》SY/T 5163-2010标准, 使用Rigaku型号为D/max-2500和TTR衍射分析仪对不同河型段沉积的砂质进行了碎屑组分种类与含量的分析。实验分析结果表明, 开都河砂质沉积物的主要组分(表 2)为石英、钠长石、钾长石、方解石、白云石和黏土矿物等。少数样品中出现角闪石和石膏。由表 2可知, 开都河山间河段至顺直河段, 石英含量总体呈增加趋势(图 4)。钠长石和钾长石总和呈逐渐降低特征, 白云石颗粒含量亦降低, 黏土矿物含量则出现逐渐增加的特点。由此表明, 在丰沛的单一物源供给下, 开都河由山间河段— 顺直河段, 其碎屑组分在沉积搬运135, km过程中, 成分成熟度逐渐增加, 并且随着水动力强度逐渐降低, 黏土矿物含量持续增加。

表 2 开都河不同河型段解剖点岩石分析结果 Table2 Results of rocks analysis of different measurement sites in the Kaidu River
表 3 开都河不同河型段沙质沉积物重矿物种类与含量统计 Table3 Different measurement sites result of heavy mineral analysis in the Kaidu River

图 4 开都河山间河段— 顺直河段碎屑组分含量变化Fig.4 Results of analysis diagram of clastic component for each measurement site in Kaidu River

3.2 重矿物特征

依据《沉积岩重矿物分离与鉴定方法》SY/T 6336-1997标准, 笔者对砂质沉积物中的重矿物进行了分析(表 3, 图 5), 开都河不同河型段中的重矿物种数较多, 主要陆源稳定矿物包括绿帘石、钛铁矿、磁铁矿、赤褐铁矿; 次要稳定矿物是磷灰石、榍石、石榴石、锆石等。陆源不稳定矿物为角闪石、辉石等。此外样品中还出现了少量的电气石、金红石、白钛石、透闪石。总体来看, 开都河重矿物以陆源稳定矿物为主。其中, 中等稳定矿物绿帘石含量由山间河段至顺直河段总体逐渐增加, 赤褐铁矿、磁铁矿含量逐渐减少, 而钛铁矿、角闪石含量由山间河段至顺直河段没有明显变化。

图 5 开都河各解剖点重矿物含量Fig.5 Heavy minerals content of different measurement point in the Kaidu River

图 6 开都河各解剖点ZTR指数与分异指数F变化特征Fig.6 Distribution of heavy mineral indexes (ZTR and F) in the Kaidu River.

ZTR指数代表重矿物成熟度, 其值越大, 反映矿物的成熟度越高。开都河自山间河段至顺直河段的ZTR指数降低(表 3, 图 6), 而与砂质碎屑组分反映的成熟度增高正好相反, 分析其原因, 可能是自山间河段的大山口水电站向下, 地形变缓, 河道展宽, 流速迅速降低, 使沉积物中各种密度的矿物大量堆积, 如表 3中的陆源中稳定矿物绿帘石与不稳定矿物角闪石含量持续增加, 稀释了锆石、金红石、电气石等稳定重矿物的含量, 从而导致ZTR指数降低。分异指数F代表矿物的分异程度, 反映碎屑沉积物的水动力环境。由山间河段察汗乌苏水电站至顺直河段的博湖县城分水岭, 分异指数F值呈递增趋势。F值相对低处(解剖点1— 6), 反映了山间河段— 曲流河段沉积环境水动力强, 沉积速率较低, 矿物的沉积动力分选作用明显。其中, 在哈尔莫墩大桥处(解剖点3)辫状河段的分异指数最小, 反映自山间河段变化为辫状河段, 河床坡度变化大, 河道宽度陡然增加, 水动力较强, 矿物的沉积动力分选作用十分明显。F值相对高处(解剖点7— 10), 表明沉积水动力作用较弱, 重矿物的沉积动力分选作用不明显。

4 不同河型段变化的控制因素

通过上述开都河不同河型段砂砾质沉积特征与砂质碎屑组分及重矿物分析, 认为其形成主要取决于古地形与坡度、沉积物组成以及气候等多种因素的影响。

4.1 地形与坡度

河型的发育常受到地形和坡度的控制, 当河流遇到隆起时, 沉积物卸载, 地形坡度变缓, 上游沉积物增加, 河道增宽。当河水流过隆起部位, 坡度增加, 河流动能增强, 形成下切河道, 河道宽度变小而深度增加(王随继等, 2000; 唐武等, 2016)。表 4 利用三角函数计算出开都河不同河型段的沉积坡度值, 可知, 河型发生变化受到地形与坡度的影响明显。自开都河的大山口山间河段至呼青衙门村的辫状河段, 沉积坡度最大, 约为0.25° 。由辫状河段至曲流河段、顺直河段、三角洲平原顺直型分流河道及入湖口处, 沉积坡度逐渐减小至0.15° (表 4)。

表4 开都河不同河型段沉积地形坡度变化统计 Table 4 Sedimentary slope changes in different river types in Kaidu River
4.2 沉积物的物质成分

在地形与坡度控制的河型变化的基础上, 开都河的山间河段— 辫状河段— 曲流河中上游段以砾石质沉积为主, 河水对砾石质侵蚀下切较为困难, 故沉积水体多以表面片流状特征为主; 特别是辫状河中砂砾质坝体的形态也对水流特征有所影响。进入曲流河中下游— 顺直河段— 三角洲平原顺直型河段后, 沉积物以砂泥质为主, 河水对其侵蚀下切较容易, 故沉积水体较深, 堤岸固定河道, 河道形态则以蛇曲状、顺直状为主。

4.3 气候

沉积区的降水量、植被发育程度以及河水流量等, 均对河型演化具有一定的控制作用。焉耆盆地位于中国西北内陆腹地, 为典型的大陆性干旱气候, 降水稀少, 蒸发强烈, 夏季炎热, 冬季寒冷, 多年平均径流量33.62× 108, m3。由于降水量较少, 在一定程度上限制了河流的规模, 辫状河段最宽处0.8, km, 形成曲流河后河道宽约0.35, km。开都河下游区相对水分充足, 江心洲植被大量发育, 河岸的抗冲性增强, 江心洲更加稳定, 从而控制了三角洲平原顺直型分流河道的方向。

5 结论与意义

1)新疆焉耆盆地开都河的山间河段、辫状河段及曲流河上游河段以砾质沉积为主, 砾石的成分主要为碎屑岩砾石, 其他的为混合花岗岩、脉石英、凝灰岩、花岗岩等砾石。自山间河段的察汗乌苏水电站, 砾石被搬运距离大于100, km后, 大量砾石磨蚀后演变粒径为砂级, 进而建立了砾石粒径变化与沉积搬运距离关系式

S=-27.16lnD+110.62

2)开都河山间河段至顺直河段, 石英含量、黏土矿物含量总体呈增加趋势。钠长石和钾长石总和呈逐渐降低特点。表明在丰沛的单一物源供给下, 开都河由山间河段— 顺直河段, 成分成熟度逐渐增加, 并且随着水动力强度逐渐降低, 黏土矿物含量持续增加。

3)开都河自山间河段至顺直河段的ZTR指数降低, 与砂质碎屑组分反映的成熟度增高正好相反, 可能是自山间河段的大山口水电站向下, 地形变缓, 河道展宽, 流速迅速降低, 使沉积物中各种密度的矿物大量堆积, 稀释了锆石、金红石、电气石等稳定重矿物的含量, 从而导致ZTR指数降低。

4)沉积地形、坡度、沉积物的物质成分以及气候条件等多种因素控制了不同类型河段的变化。结合Google Earth软件分析, 认为在现今干旱气候与充沛物源供给条件下, 开都河自出山口后的辫状河段、曲流河段、顺直河段以及三角洲平原顺直型分流河道段的发育长度比值约为1:1.67:1:1, 宽度比值分别为1:1.9:4.3:3, 沉积面积比值为1:3.2:4.3:3.13。上述河流沉积体系中有利储集体的分布范围及其比例关系数据, 可为中国地质历史时期的陆相湖盆河流沉积相图的编制提供重要的参考依据。

致谢 参加工作的还有张友焱教授、董文彤高级工程师、周红英高级工程师, 以及辛仁臣教授、吴昊与李雯等同志, 对他们的工作与指导表示诚挚谢意!

The authors have declared that no competing interests exist.

参考文献
[1] 陈骥. 2016. 青海湖现代沉积体系研究. 中国地质大学(北京)博士论文, 1-178.
[Chen J. 2016. The Study on Mordern Sedimentary System in the Qinghai Lake. Doctoral Dissertation of China University of Geosciences(Beijing), 1-178] [文内引用:1]
[2] 程岳宏, 于兴河, 刘玉梅, 赵厚祥, 李胜利, 谭程鹏, 戴明建, 李攀. 2012. 正常曲流河道与深水弯曲水道的特征及异同点. 地质科技情报, 31(1): 72-81.
[Cheng Y H, Yu X H, Liu Y M, Zhao H X, Li S L, Tan C P, Dai M J, Li P. 2012. Characteristics, similarities and differences of fluvial and deep-water sinuous channels. Geological Science and Technology Information, 31(1): 72-81] [文内引用:1]
[3] 高志勇, 周川闽, 冯佳睿, 崔京钢, 郭美丽, 吴昊. 2015. 盆地内大面积砂体分布的一种成因机理: 干旱气候下季节性河流沉积. 沉积学报, 33(3): 427-438.
[Gao Z Y, Zhou C M, Feng J R, Cui J G, Guo M L, Wu H. 2015. Distribution of a large area of sand body formation mechanism: Ephemeral streams in arid climate. Acta Sedimentologica Sinica, 33(3): 427-438] [文内引用:1]
[4] 高志勇, 周川闽, 冯佳睿, 吴昊, 李雯. 2016 a. 中新生代天山隆升及其南北盆地分异与沉积环境演化. 沉积学报, 34(3): 415-435.
[Gao Z Y, Zhou C M, Feng J R, Wu H, Li W. 2016 a. Relationship between the Tianshan Mountains Uplift and depositional environment evolution of the basins in Mesozoic-Cenozoic. Acta Sedimentologica Sinica, 34(3): 415-435] [文内引用:1]
[5] 高志勇, 朱如凯, 冯佳睿, 郑荣才, 纪友亮, 曾联波, 林畅松, 周川闽, 崔京钢, 刘景彦. 2016b. 中国前陆盆地构造-沉积充填响应与深层储集层特征. 北京 : 地质出版社, 1-252.
[Gao Z Y, Zhu R K, Feng J R, Zheng R C, Ji Y L, Zeng L B, Lin C S, Zhou C M, Cui J G, Liu J Y. 2016b, The Response of Depsition Within Tectonic Sequence and Characteristics of Deep Reservoir of Foreland Basin in China. Beijing: Geological Publishing House, 1-252] [文内引用:2]
[6] 李海明, 王志章, 乔辉, 潘潞. 2014. 现代辫状河沉积体系的定量关系. 科学技术与工程, 14(29): 21-26, 60.
[Li H M, Wang Z Z, Qiao H, Pan L. 2014. Quantitative relation of sedimentary system of modern braided river. Science Technology and Engineering, 14(29): 21-26, 60] [文内引用:1]
[7] 廖保方, 张为民, 李列, 逯径铁, 葛云龙, 闻兰, 薛培华, 郭睿. 1998. 辫状河现代沉积研究与相模式: 中国永定河剖析. 沉积学报, 16(1): 34-39, 50.
[Liao B F, Zhang W M, Li L, Lu J T, Ge Y L, Wen L, Xue P H, Guo R. 1998. Study on modern deposit of a braided stream and facies model: Taking the Yongding River as an example. Acta Sedimentologica Sinica, 16(1): 34-39, 50] [文内引用:1]
[8] 买托合提·阿那依提, 玉素甫江·如素力, 麦麦提吐尔逊·艾则孜, 迪力夏提·司马义. 2014. 新疆开都河流域主要地貌形态特征研究. 冰川冻土, 36(5): 1160-1166.
[Mattohti A, Yusufujiang R, Mamattursun E, Dilixiati S. 2014. Study of the land form features in the Kaidu River Basin of Xinjiang, China. Journal of Glaciology and Geocryology, 36(5): 1160-1166] [文内引用:1]
[9] 唐武, 王英民, 赵志刚, 仲米虹, 赵亚楠, 田建华, 邹梦君. 2016. 河型转化研究进展综述. 地质论评, 62(1): 138-152.
[Tang W, Wang Y M, Zhao Z G, Zhong M H, Zhao Y N, Tian J H, Zou M J. 2016. A review of fluvial pattern transformation. Geological Review, 62(1): 138-152] [文内引用:1]
[10] 陶辉, 宋郁东, 邹世平. 2007. 开都河天山出山径流量年际变化特征与洪水频率分析. 干旱区地理, 30(1): 43-48.
[Tao H, Song Y D, Zou S P. 2007. Variation charcateristics of mountainous runoff in the Kaidu River Basin, Tianshan Mountains. Arid Land Geography, 30(1): 43-48] [文内引用:1]
[11] 万静萍, 马立祥, 周宗良. 1989. 恢复酒西地区白垩系变形盆地原始沉积边界的方法探讨. 石油实验地质, 11(3): 245-249.
[Wan J P, Ma L X, Zhou Z L. 1989. Approach on the method for restoration of original sedimentary boundaries of the Cretaceous deformed basin in Jiuxi Area. Experimental Petroleum Geology, 11(3): 245-249] [文内引用:1]
[12] 王俊玲, 任纪舜. 2001. 嫩江下游现代河流沉积特征. 地质论评, 47(2): 193-199.
[Wang J L, Ren J S. 2001. Characteristics of modern fluvial deposits in the Lower Reaches of the Nenjiang River, Northeast China. Geological Review, 47(2): 193-199] [文内引用:1]
[13] 王随继, 倪晋仁, 王光谦. 2000. 河型的时空演变模式及其间关系. 清华大学学报(自然科学版), 40(S1): 96-100.
[Wang S J, Ni J R, Wang G Q. 2000 Temporal and spatial evolution models of fluvial channel patterns and their interrelation. Journal of Tsinghua University(Science & Technology), 40(S1): 96-100] [文内引用:2]
[14] 王随继. 2008. 黄河流域河型转化现象初探. 地理科学进展, 27(2): 10-17.
[Wang S J. 2008. Analysis of river pattern transformations in the Yellow River Basin. Progress in Geography, 27(2): 10-17] [文内引用:1]
[15] 王随继. 2010. 黄河下游辫状、弯曲和顺直河段间沉积动力特征比较. 沉积学报, 28(2): 307-313, 330.
[Wang S J. 2010. Comparison of depositional dynamics among the braided, meand ering and straight channel reaches in the Lower Yellow River. Acta Sedimentologica Sinica, 28(2): 307-313, 330] [文内引用:1]
[16] 吴锡浩, 钱方. 1964. 川江徐家沱—金刚沱河段现代河床砾石粒度和形态变化的初步分析. 地质论评, 22(4): 289-297.
[Wu X H, Qian F. 1964. Preliminary analysis of modern riverbed gravel particle size and morphology of Yangtze river. Geological Review, 22(4): 289-297] [文内引用:1]
[17] 姚亚明, 周继军, 何明喜, 付代国, 陈建军. 2006. 对焉耆盆地油气地质条件的认识. 天然气地球科学, 17(4): 463-467.
[Yao Y M, Zhou J J, He M X, Fu D G, Chen J J. 2006. Ideas on the petroleum geology conditions of Yanqi Basin. Natural Gas Geoscience, 17(4): 463-467] [文内引用:1]
[18] 尹太举, 李宣玥, 张昌民, 朱永进, 龚福华. 2012. 现代浅水湖盆三角洲沉积砂体形态特征: 以洞庭湖和鄱阳湖为例. 石油天然气学报, 34(10): 1-7, 166.
[Yin T J, Li X Y, Zhang C M, Zhu Y J, Gong F H. 2012. Modern shallow water lake delta sedimentary sand body morphology: Taking Dongting Lake and Poyang Lake as an example. Journal of Oil and Gas Technology, 34(10): 1-7, 166] [文内引用:1]
[19] 张昌民, 张尚锋, 李少华, 淡卫东, 侯路. 2004. 中国河流沉积学研究20年. 沉积学报, 22(2): 183-192.
[Zhang C M, Zhang S F, Li S H, Dan W D, Hou L. 2004. Advances in Chinese fluvial sedimentology from 1983 to 2003. Acta Sedimentologica Sinica, 22(2): 183-192] [文内引用:1]
[20] Assine M L, Silva A. 2009. Contrasting fluvial styles of the Paraguay River in the northwestern border of the Pantanal wetland , Brazil. Geomorphology, 113(3-4): 189-199. [文内引用:1]
[21] Bridge J S. 2009. Rivers and Floodplains: Forms, Processes, and Sedimentary Record. John Wiley & Sons. [文内引用:1]
[22] Derald J S. 1983. Anastomosed Fluvial Deposits: Modern Examples from Western Canada. In: Collinson J D, Lewin J(eds). Modern and Ancient Fluvial Systems. Oxford: Blackwell Scientific Publications, 155-168. [文内引用:1]
[23] Fotherby L M. 2009. Valley confinement as a factor of braided river pattern for the Platte River. Geomorphology, 103(4): 562-576. [文内引用:2]
[24] Miall A D. 1982. Analysis of Fluvial Depositional Systems. AAPG Booksore: 33. [文内引用:1]
[25] Miall A. 2013. The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis, and Petroleum Geology. Springer, 1-585. [文内引用:1]
[26] Moore G T. 1969. Interaction of rivers and oceans: Pleistocene petroleum potential. AAPG Bulletin, 53(12): 2421-2430. [文内引用:1]
[27] Nadler C T, Schumm S A. 1981. Metamorphosis of south Platte and Arkansas Rivers, eastern Colorado. Physical Geography, 2(2): 95-115. [文内引用:1]