补给水道微相主要发育于扇根出山口处, 是洪流所携带的大量沉积物在限制性河道内快速沉积形成的。微相内岩性以紫红色的粗砾岩和中砾岩为主, 砾间杂基含量较高且以粗砂— 细砾级为主(图 5-a)。补给水道微相内部沉积构造以块状层理、递变层理为主, 并发育少量片流沉积。微相内典型的岩相组合自下而上为: 厚层块状粗砾岩/递变层理砾岩→ 片流砾岩, 极少发育支撑砾岩(图 6-a)。

图 5

Fig.5

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	图 5 准噶尔盆地西北缘现代白杨河冲积扇扇根补给水道微相及扇根片流带微相典型剖面Fig.5 Outcrop sections of feeder-channel microfacies and sheetflood microfacies in proximal part of modern Baiyanghe-river alluvial fan in northwestern margin of Junggar Basin

扇根片流带微相主要发育于扇根部位, 片流砾岩的形成需要一定的水动力条件和地貌条件, 是非限制河道中水携沉积物洪泛漫溢而形成, 微相内部沉积物具一定的成层性, 在剖面上可见多期片流叠置(图 5-b)。微相内的岩性以中砾岩和细砾岩为主, 砾间杂基含量中等, 在单期片流内沉积构造以递变层理、块状层理为主, 多期片流叠置形成冲积扇所特有的洪积层理。扇根片流沉积物内典型的岩相组合为多期片流叠置, 单期片流内可见递变层理砾岩岩相和沿底部分布的条带状支撑砾岩岩相(图 6-b)。

图 6

Fig.6

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	图 6 准噶尔盆地西北缘现代白杨河冲积扇内各微相典型相序组合模式Fig.6 Typical model of lilthofacies association of different microfacies in modern Baiyanghe-river alluvial fan in northwestern margin of Junggar Basin

扇中辫状水道微相发育于扇中部位, 形成于洪水期辫状水道沉积环境, 由多期河道叠置组成。微相内岩性以中砾岩和细砾岩为主, 分选差, 砾间杂基以中砂级为主。微相内部可见多期河道沉积物, 单期底部具明显冲刷构造, 微相内部层理类型以块状层理、递变层理和交错层理为主(图 7-a)。辫状水道微相内典型的岩相组合从下至上为: 块状砾岩→ 递变层理砾岩→ (层理特征不明显)交错层理砾岩(图 6-c)。

图 7

Fig.7

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	图 7 准噶尔盆地西北缘现代白杨河冲积扇扇中辫状水道微相及扇根主槽微相典型剖面Fig.7 Outcrop sections of braided-stream microfacies in intermediate part and main-channel microfacies in proximal part of modern Baiyanghe-river alluvial fan in northwestern margin of Junggar Basin

扇中片流带微相发育于扇中区域, 内部沉积物的沉积特征与扇根片流带相似, 但其内部存在一定比例水道沉积物。微相内沉积物岩性以中砾岩、细砾岩为主, 分选较差, 微相内部主要的构造类型有洪积层理、递变层理和块状层理, 单期洪积层理内部以递变层理和块状层理为主, 层间存在条带状发育的支撑砾岩(图 8-a)。扇中片流带内发育水道形态的沉积体为局部洪泛水流衰减汇聚形成, 水道沉积体岩性以中砾岩为主, 分选差, 沉积构造类型以块状层理、递变层理为主。扇中片流带内典型的岩相组合为: 多期片流洪积层理叠置(支撑砾岩)→ 交错层理砾岩(水道沉积物)(图 6-e)。

扇缘径流水道微相在洪水期和间洪期沉积特征相似, 但间洪期径流水道微相在扇缘区域基本不发育, 相对于整个扇缘区域来说, 无论洪水期还是间洪期, 径流水道的沉积物所占比例都非常有限。扇缘径流水道沉积物以紫红色细砾岩、黄色砂岩为主, 分选中等, 层理构造发育, 可见交错层理、平行层理, 局部可见生物扰动作用形成的块状层理、植物根茎和生物钻孔。扇缘径流水道微相内典型的岩相组合自下而上为: 块状层理砾岩/块状层理砂岩→ 交错层理砂岩→ 波纹层理粉砂岩/块状层理粉砂岩(图 6-g)。

扇根主槽微相发育于扇根区域, 为间洪期水流在扇根区域改造而形成的沉积体(图 7-b)。主槽微相内又可以划分为流沟和沟间滩2个次级的沉积环境, 其中流沟为间洪期水流长期改造的区域, 内部岩性以砾岩、含砂砾岩以及砂岩为主, 分选中等— 较差, 主要沉积构造类型有冲刷面、交错层理、叠瓦状构造等, 沟间滩是主槽内未被间洪期流水改造的地貌高地, 其内部的沉积物的沉积特征与洪水期扇根补给水道微相或扇根片流带微相相似, 在此不再赘述。主槽微相内典型岩相序列自下而上为: 叠瓦状排列砾岩→ 块状层理砾岩(含支撑砾岩)→ 交错层理砾岩(底部可见支撑砾岩岩相)→ 交错层理砂岩/块状层理砂岩(图 6-d)。

扇中辫状沟槽微相形成于间洪期水流在扇中分叉改造的沉积环境, 剖面上可见多期沟槽相互切割叠置, 类似于辫状河沉积特征(图 8-b)。微相内沉积物岩性以中砾岩、砂砾岩和中— 细砂岩为主, 分选中等。微相内主要层理构造有冲刷— 充填构造、交错层理、平行层理和“ S” 型前积层理等, 典型岩相组合序列自下而上为: 块状层理砾岩相→ 前积层理砾岩相→ 支撑砾岩→ 块状层理砾岩→ 交错层理砾岩→ 交错层理砂岩或块状层理砂岩→ 交错层理粉砂岩/块状层理粉砂岩(图 6-f)。

图 8

Fig.8

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	图 8 准噶尔盆地西北缘现代白杨河冲积扇扇中片流带微相及辫状沟槽微相典型剖面Fig.8 Outcrop sections of sheetflow microfacies and braided-trench microfacies in intermediate part of modern Baiyanghe-river alluvial fan in northwestern margin of Junggar Basin

扇缘湿地微相形成于扇上渗滤水流或大气降水在扇缘区域形成的湿润蓄水体沉积环境中, 其内部沉积物粒度较细, 大多来自水携细粒沉积物或雨水冲刷作用所携的细粒沉积物, 现今扇缘湿地内植被发育, 局部地区仍可见蓄水环境。扇缘湿地沉积物类型以泥岩、粉砂岩为主, 主要沉积构造类型有块状层理(生物扰动成因)、波纹层理、水平层理等反映低流态条件的层理类型。扇缘湿地典型的岩相组合为厚层泥岩夹粉砂岩薄层(图 6-g)。

基于野外剖面统计数据, 扇根区带内, 补给水道微相所占比例逐渐减小, 扇根片流带和主槽微相所占比例增加。扇中区带内辫状水道微相比例先增后减, 扇中片流带微相所占比例逐渐减小, 扇中辫状沟槽所占比例逐渐增大, 在扇中与扇缘过渡区域, 基本上以辫状沟槽微相和辫状水道微相为主。扇缘区域以湿地微相为主, 含少量径流水道微相(图 9)。

图 9

Fig.9

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	图 9 准噶尔盆地西北缘现代白杨河冲积扇内各微相分布比例与距离关系Fig.9 Relationship between microfacies proportion and distance of modern Baiyanghe-river alluvial fan in northwestern margin of Junggar Basin

洪水期扇根沉积模式中主要的沉积微相类型为扇根补给水道微相(含局部山前重力流沉积物)、扇根片流带微相。该模式中扇体北侧的山群是冲积扇主要的供源区域, 扇面可划分为沉积活跃区和沉积非活跃区。洪水期水流水动力很强, 并携带大量沉积物。在扇根区域由于两侧扇体的限制以及山前沟槽的限制, 水携沉积物迅速卸载充填沟道, 形成具河道充填特征的补给水道沉积。随后由于河道可容空间逐渐减小, 洪水不断漫溢沟槽, 形成非限制河道沉积物— — 片流沉积物, 在扇根区域因存在满足片流形成所需的地貌条件和水动力条件, 因此易形成大套厚层的扇根片流沉积物。扇根片流带在纵剖面上可见各期次粒序变化, 但各期次间界面难以追踪和对比。总的来说, 洪水期扇根区域由补给水道微相逐渐向片流带微相转变, 相带发育位置受水动力和地貌因素的控制, 因此各期次的发育位置也不相同(图 10-a)。

图 10

Fig.10

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	图 10 砾质辫状河型冲积扇洪水期沉积模式Fig.10 Sedimentary model of gravelly braided-river alluvial fan in flood period

洪水期扇中区域主要发育扇中片流带微相和扇中辫状水道微相。扇中片流带不同于扇根片流带, 扇中片流带受地貌因素的影响强于扇根片流带, 水流汇聚作用可形成一定比例河道沉积, 这也与扇中区域水动力逐渐衰弱有关, 并且扇中的片流不能大范围发育, 在局部受控于地貌条件。向扇缘方向, 随着水流水动力条件减弱, 坡度减缓, 水流在地貌的影响下逐渐汇聚下切形成辫状水道带(Weissmann et al., 2015), 即扇中辫状水道沉积相带。扇中辫状水道类似辫状河沉积, 水道内砂坝和砂岛逐渐迁移, 在剖面上可见坝体的前积叠覆和各期河道相互切叠的现象。由于洪水期辫状水道内水动力条件较强, 沉积物内沉积构造特征不显著, 常见块状层理和递变层理等表示较强水动力条件沉积构造。在扇中辫状水道相带内, 局部同样可以发育片流沉积物, 但规模有限(图 10-b)。

在扇中位置露头剖面上极少见到大范围漫洪细粒沉积物, 大致有以下3方面原因: (1)扇中辫状河道频繁改道, 细粒漫洪沉积物即使形成也会受到后期河道剥蚀改造, 不易保存; (2)由于扇体处于干旱— 半干旱的气候背景下, 植被不发育, 不能有效地固定河道和发育成土作用(Went, 2005), 这就进一步促进了河道的频繁改道; (3)冲积扇源岩类型多为火山岩和变质岩, 风化产物细粒物质匮乏, 因此扇内细粒漫洪沉积物不发育。

洪水期扇缘区域主要发育扇缘湿地和扇缘径流水道2个沉积微环境, 在洪水期扇中外带(毗邻扇缘区域)主要发育扇中辫状水道微相, 此区域内水流水动力持续降低, 辫状水道规模逐渐减小, 沉积物粒度减小, 层理构造类型增多。在辫状水道进入扇缘湿地区域(即为河道的末端区域)后, 由于河道海拔低于区域基准面而难以下切, 河道在此处撒开分支并逐渐消亡, 形成扇缘湿地和扇缘蓄水沉积区(Juan and Brian, 1993)。洪水期在扇缘水流流量较大的区域, 水道可继续发育形成低深宽比的径流水道。在扇缘区域, 径流水道发育比例很小, 而扇缘湿地发育比例很大, 扇缘湿地沉积物主要为泥岩、粉砂岩等细粒沉积物, 并且植被发育(图10-c)。 扇缘湿地之所以能沉积大套厚层的细粒沉积物并发育植被原因有以下3点: (1)扇上流水在扇缘形成扇缘蓄水体, 细粒物质沉降; (2)大气降水冲刷扇面的细粒沉积物在扇缘汇聚沉降; (3)扇缘海拔低于区域地下水位线, 使得该扇缘区域较为湿润, 植被发育(Cain and Nigel, 2009)。

间洪期扇根区域主要发育主槽微相和槽间带2种沉积相带, 在主槽里又可发育沟间滩和流沟(包含废弃河道)等次级沉积环境。在间洪期地貌因素为主控因素, 水流强度减弱, 河流主要发育于主槽内, 而主槽间或主槽两侧地貌高地为槽间带沉积环境, 槽间带内沉积物多由洪水期的沉积物组成。在间洪期由于水流流量骤降, 发育废弃河道沉积和小型流沟沉积。在野外露头剖面上, 可见主槽微相常与补给水道微相伴生并发育于补给水道微相顶部, 呈“ 透镜状” 分布于扇根片流带微相内。主槽微相是间洪期水流对扇根区域沉积物流水改造作用的产物, 沉积特征与河流相似(图 11-a)。

图 11

Fig.11

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	图 11 砾质辫状河型冲积扇间洪期沉积模式Fig.11 Sedimentary model of gravelly braided-river alluvial fan in inter-flood period

间洪期扇中主要发育辫状沟槽和槽间带2种沉积微相, 其中辫状沟槽内部可发育河道和流沟2类次一级沉积微环境。间洪期水流作用弱, 水流主要发育于先期的辫状水道带内, 并逐步改造地貌和先期沉积物。水道间或水道两侧未被水流改造的地貌高地即为槽间带沉积环境, 槽间带内沉积物以先期的辫状水道沉积物和片流沉积物为主。扇中辫状沟槽水道向下游方向逐渐分叉, 水道规模和水流强度进一步减弱, 层理构造进一步发育, 沉积物砂泥含量增加。在剖面上, 辫状沟槽内河道沉积体内边界明显, 层理类型较辫状水道发育, 常与辫状水道微相伴生(图 11-b)。

间洪期扇缘区域主要发育扇缘湿地沉积微相, 由于间洪期水流较小, 在扇缘区域难以形成径流水道。在扇中外带(毗邻扇缘区域)水流强度减弱, 水道规模进一步减小, 发育废弃河道(或流沟沉积)。由于扇缘区域地貌平坦, 水流下切作用微弱, 河道无地貌限制, 在此处溢散终止并形成扇缘湿地(Juan and Brian, 1993), 在间洪期扇缘湿地的规模远小于洪水期扇缘湿地的规模(图 11-c)。