全球季风区的降雨多集中在夏季, 可达到了年降雨量的80%~90%以上。因此, 流域范围在季风区内的许多河流, 其流量受降雨的影响而随季节变化是该类河流的典型特征, 即在潮湿的夏季强降雨时期形成峰度极高的洪水, 大量沉积物得以搬运, 且河流形态亦会发生巨大的变化; 而在降雨极少的冬季, 水位下降甚至彻底干涸, 河流搬运能力极低, 河流形态基本稳定不变。例如, 印度恒河在夏季的流量是冬季流量的40~50倍, 且在雨季时期搬运了80%的水量和95%的沉积物(Goodbred, 2003)。半干旱— 干旱地区受季风影响的许多河流, 其雨季降雨量远不及热带— 亚热带季风区的丰度, 仅在特定年份的强烈降雨期才发生剧烈的洪水事件。这类与季节性降雨密切相关的河流即为季节性河流(Latrubesse et al., 2005; Syvitski et al., 2014)。

虽然季节性河流的流量与区域内降雨量之间具有极好响应关系, 但是将其区域内平均降雨量和平均流量之间进行拟合所得关系甚差, 甚至降雨最多月份的降雨量与其对应的月份的河流流量之间的关系也较差(Plink-Bjö rklund, 2015)。为评价区域内降雨季节性变化, Wang 和Ding(2008)针对季风区提出了季风降雨指数(Monsoon Precipitation Index), 在此基础上衍生出评价降雨和流量季节性变化的降雨季节指数(Precipitation Seasonality Index)与流量季节指数(Discharge Seasonality Index), 统称为季节指数(Seasonality Index)。降雨季节指数为夏季月份(5— 9月份)平均降雨量(MJJAS)与冬季月份(11月份— 次年3月份)平均降雨量(NDJFM)差值(南半球与之相反)与年度内降雨量中位值的比值。流量季节指数计算公式与降雨季节指数类似, 为夏季月份平均流量与冬季月份平均流量的差值与年度内流量中位值的比值。

季节性河流其降雨季节指数与流量季节指数之间具有极好的线性关系(Plink-Bjö rklund, 2015), 进一步证实了季节性河流“ 季节” (即夏季与冬季之间差异)变化特征。同时, Plink-Bjö rklund(2015)通过对全球各类型河流统计得出, 季节指数值2为季节性河流与常年稳定性河流之间的界限值, 季节指数大于2即为季节性河流体系(图 2)。

图 2

Fig.2

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	图 2 不同季节性指数河流流量变化特征 A— 季节性指数大于2的河流, 每月流量在雨季达到峰值; 注意: 岱海湖半滩子河流流量变化具有一致特征; 伯德金河位于南半球, 雨季在1— 2月份之间; B— 季节性指数小于2的河流, 每月流量变化较小(据Plink-Bjö rklund, 2015, 有修改)Fig.2 Discharge variation features of rivers with distinct seasonal index

近年来, 随着对现代季节性河流认识的逐渐深入, 带动了相关沉积学方面的研究, 对于该类沉积体系的认识也逐步深入, 取得了一定的成果。

季节性河流典型沉积特征主要包括: (1)由于洪水具有极高的流动强度, 季节性河流广泛发育超临界流动沉积构造, 例如平行层理、低角度交错层理、流槽与凹坑等(Alexander et al., 2001; Fielding, 2006; Billi, 2007; Fielding et al., 2009; Allen et al., 2013, 2014); (2)洪水在洪峰之后快速衰退, 且其沉积物浓度较高, 因而发育高沉积速率产生的沉积构造, 例如丘状交错层理(Bridge, 1981; Bridge and Best, 1988)、爬升波纹层理(Picard and High, 1973; Croke et al., 1998)以及递变平行层理(Billi, 2007; Plink-Bjö rklund and Birgenheier, 2013; Banham and Mountney, 2014); (3)河道中原地生长的植被及由植被所引发的沉积构造是季节性沉积体系的典型识别标志之一, 尤其是在半潮湿亚热带区域的季节性河流中广泛发育(Fielding et al., 2009; Allen et al., 2011, 2013, 2014); (4)由于洪水中泥质含量较高, 在洪水衰退过程中会在河道中逐渐沉降, 形成泥岩披覆层, 泥岩厚度从几厘米(North and Taylor, 1996; Billi, 2007)到几十厘米(Shukla et al., 2001)不连续地起伏分布, 并且通常可见干裂缝(Nichols and Fisher, 2007; Allen et al., 2011; Mader and Redfern, 2011); (5)因为洪水的快速沉积过程, 软沉积变形构造在多数季节性河流中普遍发育(Hinds et al., 2004; Fielding et al., 2009), 而在一些河流中却很少发育(Plink-Bjö rklund and Birgenheier, 2013), 值得注意的是, 常年性河流中也会出现软沉积变形构造(Coleman, 1969); (6)由于河流的水位线在雨季和旱季之间有较大的起伏变化, 河道中通常发育较长的垂直遗迹化石(Hasiotis et al., 2002; Chakraborty et al., 2010), 以及生长于加积或进积体之间的植物根系遗迹(Shukla et al., 2001; Chakraborty et al., 2010)。

随着流动强度的增加, 沙丘逐步向上部平坦床沙底形过渡, 形成了中间过渡状态的沉积构造类型— — S型交错层理与低角度交错层理。这类沉积构造广泛发育于河流沉积中(Rø e, 1987; Rø e and Hermansen, 1993; Fielding and Webb, 1996; Fielding, 2006; Fielding et al., 2009)。

S型交错层理的内部纹层在纵向剖面上呈S型, 通常具有顶积、前积及底积3个单元(图 5-B至图5-C'), 而沙丘直接形成的交错层理则只有前积层。S型交错层理的顶积层通常类似平行层理, 顺流向过渡为低角度的前积层, 最终在底部形成平行层理, 表现为连续的整体。

图 5

Fig.5

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	图 5 内蒙古岱海湖地区沙丘向上部平坦床沙过渡形成的交错层理 A— 低角度交错层理; A'— 照片A中间部分对应的素描图; B— S型交错层理, 并且可识别出明显的顶积层、前积层和底积层; B'— 照片B中间部分对应的素描图; C— 逆行沙丘交错层理, 并且可识别出前积层和底积层; C'— 照片C中间部分对应的素描图Fig.5 Cross-stratifications formed by dunes transformed to upper plane bed in the area of Daihai Lake, Inner Mongolia

3个单元能够有效地保存下来, 取决于流动强度短时间内迅速增加与较高的沉积速率。而季节性河流通常具有短期内流速增加且携带大量沉积物快速沉降的特点, 因此, 这类沉积构造常见于季节性河流沉积中。

需要注意的是, 在一定的条件下, 3个单元不能完整地保存在地质记录中。例如, 当流动强度远大于沉降速度时, 沙丘顶部被冲刷夷平, 并没有沉积物得以堆积, 因而, 在剖面上呈低角度交错层理(图 5-A, 5-A')。从S型交错层理到低角度交错层理, 反映了沙丘随水流逐渐增强的变化过程(Fielding, 2006)。

作为最典型的高流态沉积构造, 平行层理广泛发育于滨岸、三角洲以及河流环境中(Rø e, 1987; Browne and Plint, 1994)。从水动力成因来看, 平行层理最常见的解释为水浅流急条件下的产物, 但随着水槽实验技术的提升, 水槽实验观测到平行层理是由低幅浪波在平面上迁移形成(Bridge and Best, 1988; Paola et al., 1989; Cheel, 1990; Best and Bridge, 1992)。

平行层理在剖面上表现为不同大小或不同密度的碎屑颗粒呈平坦纹层状叠覆, 并且在层面上通常可见裂线理(剥离线)。平行层理多在细砂和中砂中发育较好, 但在搬运能力极强的水动力条件下, 在粗砂和细砾中也较为常见。岱海湖周缘的季节性河流体系在较短时间内迅速形成了搬运能力极强的水动力条件, 粗碎屑沉积物(粗砂、含砾粗砂及细砾)形成了大量的平行层理(图 6)。此外, 季节性的突发洪水不仅在短期内迅速形成, 并且在短期内洪峰会快速减弱直至消失, 大量沉积物将会快速卸载沉积, 高沉积速率导致平行层理的内部纹层粒度呈正递变(图 6)。

图 6

Fig.6

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	图 6 内蒙古岱海湖地区平行层理及内部正递变纹层 A, B— 具平行层理, 但无明显正递变纹层; C, D— 具明显正递变层纹层的平行层理, 用向上箭头表示Fig.6 Planar lamination with internal grain size change gradationally in the area of Daihai Lake, Inner Mongolia

随着流动的强度的进一步增加, 当弗劳德数Fr> 1时, 即达到超临界流状态, 明渠水面起伏与床沙底形的起伏开始构成同相位的特征, 由上部平坦床沙底形过渡为逆行沙丘, 沉积物发生顺流向或逆流向迁移, 形成了一系列逆行沙丘交错层理(Carling and Shvidchenko, 2002; Spinewine et al., 2009)。逆行沙丘交错层理通常发育于深水重力流沉积(Postma and Kleverlaan, 2018), 陆上冲积扇— 河流— 三角洲沉积环境(Blair, 1987; Sinha and Friend, 1994), 尤其是在一些现代季节性河流沉积环境中可见保存较好的逆行沙丘交错层理(Langford and Bracken, 1987; Fielding and Alexander, 1996; Alexander and Fielding, 1997)。

逆行沙丘交错层理的外部形态通常呈低幅度上凸, 内部纹层与外部形态通常保持一致, 并向下游或上游方向倾斜, 并且向底部逐渐过渡为平行纹层。在该地区逆行沙丘交错层理的起伏高度通常2~8icm, 波长变化范围较大, 从5~30icm均有分布(图 7)。沉积物粒度相对平行层理有明显减小, 主要为中砂与含砾中砂。此外, 由于平坦床沙与逆行沙丘2种底形经常会发生过渡, 因此逆行沙丘交错层理常与平行层理伴生(图 7-A, 7-C, 7-C')。

图 7

Fig.7

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	图 7 内蒙古岱海湖地区逆行沙丘交错层理 A— 平行层理向逆行沙丘过渡形成的交错层理; B— 一组完整的逆行沙丘交错层理; B'— 照片B的沉积构造素描图; C— 多组逆行沙丘交错层理; C'— 照片C的沉积物构造素描图, 黑色箭头指示处Fig.7 Antidune cross-stratification in the area of Daihai Lake, Inner Mongolia

在野外识别中, 高流态所形成的逆行沙丘交错层理与低流态形成的顺向交错层理(槽状交错层理、板状交错层理)最直观的区别在于: 逆行沙丘交错层理内部纹层幅度较小, 而波长较大, 即宽厚比较大, 所形成的外观形态呈席状或长条状, 且底面较平整, 通常不发育冲刷凹陷(图 7-A); 而常规交错层理纹层组厚度较大, 通常10icm以上, 且纹层与层系界面角度较大, 即“ 交错” 的形态更为明显, 且底面常发育明显的冲刷凹槽。此外, 逆行沙丘交错层理的内部纹层既可呈正粒序, 也可见反粒序, 而常规交错层理内部纹层呈正粒序。再者, 逆行沙丘交错层理常与高流态沉积构造伴生, 如平行层理和后积交错层理(图 7); 而常规交错层理常与低流态的沉积构造相伴生, 如流水沙纹交错层理。

在超临界流中, 通常存在稳定流态与非稳定流态, 其判别标准为维德尼科夫数(Ve— Vedernikov number)(Chow, 1959; Koloseus and Davidian, 1966), Ve=xFr, x是与流动速度与流动深度相关的系数(Chezy, x=1/2或Manning, x=2/3)。当Ve< 1时, 为稳定超临界流动, 水面波发育受到抑制, 主要的床沙底形类型即为逆行沙丘; 反之, 当Ve> 1时, 为非稳定超临界流动, 水面波幅度放大, 进而导致水力跳跃并发育卷浪(Roll waves), 进而发育流槽与冲坑(Karcz and Kersey, 1980; Alexander et al., 2001; Spinewine et al., 2009; Cartigny et al., 2014)。随着流动强度进一步增大, 流槽与冲坑会呈现出周期性或旋回性发育特征, 称为旋回坎(Cyclic step)。旋回坎为一系列向上游缓慢迁移的凹槽, 而每一个凹槽则是向下游的水力跳跃所形成(Parker, 1996), 该床沙底形和流槽与冲坑非常类似, 因此也有学者认为流槽与冲坑是有限数量的旋回坎(Fukuoka et al., 1982)。

随着流速的增大, 发生水力跳跃, 逆行沙丘会转化为流槽与冲坑底形(Middleton, 1965)。流槽与冲坑底形所形成的沉积构造总体特征为侵蚀凹槽内充填向上游倾斜的纹层, 即后积交错层理。在早期的研究中, 由于较低的保存潜力, 几乎未见流槽与冲坑沉积构造发育于河流沉积中的报道(Fielding, 2006)。在河流沉积中发现并解释为流槽与冲坑沉积构造的实例最早出现在Fielding 等(2000)在澳大利亚昆士兰地区上二叠统Colinlea河流沉积砂岩中。

作者在岱海湖地区季节性河流沉积产物中发现了多处典型的流槽与冲坑沉积构造(图 8)。这些流槽与冲坑沉积构造发育于含砾粗砂、中— 细砾中, 进一步体现了较强的水动力背景。冲坑的高度在20~50icm之间, 而顺流向的长度为0.8~1.5im。流槽与冲坑通常为不对称透镜状, 其中上游一侧较陡, 下游一侧较缓。其形成过程是由于流槽中浅水急流, 迅速过渡到水体较深的冲坑, 进而形成向上游方向迁移的水力跳跃。沉积物在水力跳跃作用下, 由于重力差异发生沉降, 在上游一侧底部为块状— 正递变, 并且由于快速沉积在局部可见火焰状构造(图 8-C); 水力跳跃消散了流动强度, 流速在冲坑的下游一侧减缓, 进而形成向上游倾斜的纹层, 即后积交错层理(图 8)。流槽与冲坑沉积构造之间为平行层理与逆行沙丘交错层理所分割。

图 8

Fig.8

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	图 8 内蒙古岱海湖地区流槽与冲坑所形成的不对称透镜状侵蚀凹槽与充填后积交错层理Fig.8 Asymmetrical lenticular scours filled with backset cross-stratifications, generated by chute-and-pool in the area of Daihai Lake, Inner Mongolia

值得注意的是, 这种冲刷槽中的后积交错层理在古代沉积中, 由于古水流方向不清, 常常会被解释为顺流向的槽状交错层理, 进而不能较准确地进行沉积解释。岱海湖周缘的现代季节性河流沉积中保存的这类独特的沉积构造, 为古代沉积现象的解释提供了新的可能。

岱海湖周缘河流沉积体系中发育一系列高流态沉积构造: 随着低流态向高流态流动演化, 沙丘底形逐步向上部平坦床沙底形过渡, 形成了低角度/S型交错层理; 在高流态初期, 形成了上部平坦床沙底形成因的平行层理; 随着流动强度逐渐增大, 流动机制演变为超临界流动, 上部平坦床沙逐渐向逆行沙丘过渡, 形成了大量与平行层理伴生的逆行沙丘交错层理, 在顺流向剖面上以低幅度上凸的外部形态、与外部协调一致的内部纹层为识别特征; 当流动强度进一步增大, 携带沉积物的流体发生较强的水力跳跃, 形成流槽与冲坑底形, 以不对称的透镜状侵蚀— 充填、块状— 正递变以及后积交错层理为典型识别标志(图 9)。

图 9

Fig.9

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	图 9 随着流动强度变化, 高流态床沙底形的形成与保存过程Fig.9 Evolution of upper-flow-regime bedforms generated and preserved as flow strength changing

岱海湖周缘沉积体系中发育的一系列高流态沉积构造表明, 高流态沉积构造, 尤其是超临界流沉积普遍存在于季节性河流沉积中。其原因在于季节性河流体系在雨季短时间内形成的洪水, 以高流态为主要的沉积物搬运机制, 大量沉积物被搬运沉积, 形成一系列高流态沉积构造; 与此同时, 快速形成的洪水具有迅速消退的特征, 这种迅速消退是前期所形成的高流态沉积构造得以保存的重要水力学条件(Fielding, 2006)。

不仅是半干旱温带季风作用边缘的岱海湖地区, 在澳大利亚昆士兰热带季风区的博德金河(Alexander and Fielding, 1997)也发现了大量高流态沉积构造。同样在现代沉积环境中发现了该系列沉积构造, 在加拿大新斯科舍石炭系(古气候为热带季风气候)(Calder, 1998), 以及澳大利亚昆士兰二叠系沉积(寒温带季节性气候)(McLoughlin, 1993)均发育大量高流态沉积构造。因此, 可以得出: 广泛发育的高流态沉积构造形成与保存在河流沉积中具有指示强烈季节性变化的古气候特征, 即高流态沉积构造可作为沉积记录— — 气候响应之间的重要连接。