桑园剖面西瓜园组的沉积相类型为扇三角洲, 主要依据如下。

3.1.1 湖盆水体较浅, 水下沉积与水上沉积并存

桑园剖面发育反映浅水环境的波痕及反映水上沉积环境的泥裂层面构造(图 4)。波痕类型包括流水波痕及浪成波痕。流水波痕呈不对称状, 指示单向水流, 波长约为5.5cm, 波高约为3mm, 波痕指数(波长/波高)大于15(图 4-H); 浪成波痕指示沉积环境为浅水环境(位于湖盆浪基面之上), 其可呈对称状(图 4-B, 4-E, 4-F, 4-G)或不对称状(图 4-D), 波峰尖锐、波谷圆滑, 不对称浪成波痕平面呈分支状, 常见分而复合的现象。浪成波痕在桑园剖面上多处出现(图 2中的L2、L4、L5、L6、L7), 分布在整个基准面旋回内部, 且在湖泛面附近(图 2中的蓝色虚线)的深灰— 灰黑色泥岩中发现对称状浪成波痕(图 4-B), 表明西瓜园组沉积时沉积主体处于浅水沉积环境。

图 4

Fig.4

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	图 4 滦平盆地桑园剖面西瓜园组层面构造特征 A— 灰色泥岩顶面泥裂构造; B— 对称波痕; C— 中砾岩底部泥裂铸模; D— 不对称波痕; E— 对称波痕(4组, 波峰走向不一致); F— 对称波痕及泥裂铸模; G— 对称波痕; H— 不对称波痕。A-H分布位置依次对应图 2中的L1-L8Fig.4 Bedding plane structures in Sangyuan outcrop of the Xiguayuan Formation, Luanping Basin

泥裂在层面上呈网格状龟裂纹, 将岩石切割成多边形, 可见于灰色粉砂— 泥岩层面(图 4-A); 泥裂铸模形状呈“ V” 字形, 上部宽度小于2cm, 可见于部分砂(砾)岩体底部(图 4-C, 4-F), 指示沉积物沉积时经历了短期浅水暴露环境, 属于水上沉积环境。泥裂层面构造在桑园剖面多处出现(图 2中的L1、L3、L6), 表明西瓜园组沉积时期整体水体较浅, 多次水退出现短期暴露环境。

3.1.2 具重力流与牵引流并存的沉积物搬运机制

桑园剖面西瓜园组发育反映重力流沉积的块状构造(图 5-A)、正粒序层理(图 5-D)、滑塌构造(图 5-C)及泥岩撕裂屑(图 5-G)等典型标志(发育位置见图 2中的F1、F3、F4、F7)。其中, 块状砾岩整体分选差, 砾石颗粒无定向, 沉积物以整体冻结的方式卸载, 沉积物搬运机制为碎屑流; 正粒序层理砾岩反映沉积流体在失去外力推动的情况下, 沉积颗粒逐一沉降形成, 为浊流沉积。此外, 还可见一种特殊类型的分选极差的叠瓦状砾岩(图 5-H, 发育位置见图 2中的F8), 沉积物在弱黏性碎屑流流体中搬运, 内聚力较弱, 大的碎屑颗粒可以移动及转动, 导致扁平状砾石颗粒定向性明显, 沉积物搬运机制为弱黏性碎屑流。

图 5

Fig.5

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	图 5 滦平盆地桑园剖面西瓜园组典型重力流与牵引流沉积标志 A— 块状构造, 分选差; B— 槽状交错层理; C— 滑塌构造; D— 正粒序层理; E— 平行层理; F— 楔状交错层理; G— 块状, 泥岩撕裂屑; H— 砾石具有明显定向性, 分选极差。A-H分布位置依次对应图2中的F1-F8Fig.5 Typical signs of gravity flow and traction flow deposition in Sangyuan outcrop of the Xiguayuan Formation, Luanping Basin

除了发育典型的重力流沉积构造之外, 桑园剖面广泛发育反映牵引流成因的沉积构造, 包括槽状交错层理(图 5-B)、楔状交错层理(图 5-F)、平行层理(图 5-E)等(发育位置见图 2中的F2、F5、F6)。

3.1.3 发育顶平底凸的水道型及底平顶凸的堆积型砂(砾)岩体

桑园剖面西瓜园组既发育顶平底凸的水道型砂(砾)岩体, 又发育底平顶凸的堆积型砂(砾)岩体。前者在剖面上常下切下伏地层, 后者与两侧岩层呈上超关系(图 6)。

图 6

Fig.6

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	图 6 滦平盆地桑园剖面西瓜园组砂体剖面形态及相邻地层充填样式 A— 水道型砂体下切下伏地层; B— 堆积型砂体顶界与两侧地层呈上超关系Fig.6 Profile characteristics of sandbodies and filling patterns of adjacent strata in Sangyuan outcrop of the Xiguayuan Formation, Luanping Basin

综上所述, 研究区湖盆水体较浅, 同时发育水上及水下沉积, 具有重力流与牵引流共存的沉积物搬运机制, 发育顶平底凸的水道型及底平顶凸的堆积型砂(砾)岩体, 结合区域地质沉积背景(Cope et al., 2010; Wei et al., 2012), 判断桑园剖面西瓜园组为扇三角洲沉积相类型。

西瓜园组沉积时期, 湖平面不断变化, 研究区整体处于浅水环境, 偶尔暴露地表, 因此桑园剖面主要发育扇三角洲前缘沉积, 少量层段发育扇三角洲平原沉积。在砂(砾)岩体中, 主要的成因单元类型包括分流河道、河口坝及席状砂。

1)分流河道。在剖面上呈顶平底凸状, 底部可见冲刷面(图 6-A)。岩性以砾岩为主, 含少量砂岩, 发育块状构造、粒序层理、叠瓦状构造、交错层理等, 垂向上呈正韵律特征。分流河道砾岩体厚度一般为2~11m, 最厚可达28m; 宽度一般为9~244m, 宽厚比为6~40。

2)河口坝。本文所称的河口坝为广义的河口坝, 包括水上分流河道携带沉积物在河口处卸载形成的河口坝沉积以及水下分流河道前端的朵叶体沉积。在剖面上呈底平顶凸状(图 6-B)。厚度一般为1~8m, 最厚可达15m; 宽度为94~282m, 宽厚比为13~121。岩性以砾岩、砂岩为主, 发育块状构造、交错层理及平行层理等, 韵律特征复杂, 垂向上呈正韵律或反韵律。

3)席状砂。在剖面上呈薄层板状, 侧向厚度变化小, 常与灰绿色、灰黑色泥岩相邻(图 7)。岩性以粉砂岩为主, 含少量砂岩, 发育平行层理、波状交错层理等, 垂向上呈均质韵律或反韵律特征。席状砂厚度一般为0.34~0.83m, 宽度为100~124m, 宽厚比为121~354。

图 7

Fig.7

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	图 7 滦平盆地桑园剖面西瓜园组席状砂剖面形态及岩性特征Fig.7 Profile characteristics and lithofacies of sheet sand in Sangyuan outcrop of the Xiguayuan Formation, Luanping Basin

3种成因单元在剖面上最重要的识别标志为剖面形态差异, 即分流河道的顶平底凸状、河口坝的底平顶凸状以及席状砂的薄层板状。应用无人机测量的数字露头模型, 根据成因单元的剖面形态识别标志, 绘制了桑园剖面成因单元剖面分布图, 对剖面中各成因单元的比例进行了统计分析。在整个剖面中, 砂(砾)岩体占比为31.67%。在砂(砾)岩体中, 分流河道与河口坝发育程度高, 占比分别为53.42%及45.27%。席状砂发育程度低, 占比仅为1.31%(图 8)。

图 8

Fig. 8

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	图 8 滦平盆地桑园剖面扇三角洲成因单元剖面分布图(C-D为A中白框处局部放大图, E为桑园剖面柱状图)Fig. 8 Profile distribution of genetic units within fan delta in Sangyuan outcrop, Luanping Basin( Figs. C-D are images of the white recfangle in Fig. A, and Fig. E is the column of Sangyuan section)

垂向上, 研究区扇三角洲平原— 前缘砂(砾)岩体与前三角洲— 浅湖泥岩互层, 多期砂(砾)岩体之间发育较为稳定的泥质层, 部分分流河道会切穿下伏泥质隔层导致2期砂砾岩体垂向连通。侧向上, 部分砂(砾)岩体侧向切叠或叠置, 砂(砾)岩体侧向连通, 另一部分砂(砾)岩体两侧发育较为稳定的粉砂— 泥质沉积。砂(砾)岩体的空间叠置样式多样, 包括分流河道侧向— 垂向切叠型、分流河道深切河口坝型、分流河道与河口坝侧向叠置型、河口坝侧向叠置型、河口坝孤立型及席状砂孤立型(图 9)。在分流河道深切河口坝型中, 分流河道下切能力强, 分流河道下部易发育残余反韵律河口坝, 河口坝厚度与分流河道相比明显较薄。在分流河道与河口坝侧向叠置型中, 当分流河道规模较小时(宽度小于20m, 厚度小于1.5m), 分流河道边部易发育反韵律河口坝, 河口坝厚度较薄; 当分流河道规模较大时, 其边部易发育正韵律河口坝。而图 8-B中用红色箭头指示的发育在规模较大的分流河道附近的厚层反韵律河口坝砂砾岩体, 其内部结构与上述厚度较薄的反韵律河口坝不同, 为特殊类型的反韵律河口坝砂砾岩体。

图 9

Fig.9

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	图 9 滦平盆地桑园剖面扇三角洲沉积构型模式图Fig.9 Architecture pattern of fan delta of Sangyuan outcrop, Luanping Basin

4.1.1 河口坝增生体韵律特征

河口坝通常由多期增生体组成, 增生体为河口坝内部的单一韵律层, 其顶部及底部可见粒度突变界面, 厚度规模差异大, 多介于0.2~4m之间(图 10), 可根据岩性变化将该河口坝划分为5个增生体(红色虚线为岩性突变界面)。自下而上对5个增生体进行编号, ①号增生体岩性以粗砂岩为主; ②号增生体底部为细砾岩, 向上逐渐过渡为粗砂岩; ③号增生体底部为小砾岩, 向上逐渐过渡为粗砂岩; ④号增生体岩性为小砾岩; ⑤号增生体岩性为中、粗砂岩。

图 10

Fig.10

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	图 10 滦平盆地桑园剖面西瓜园组河口坝增生体沉积特征Fig.10 Sedimentary characteristics of accretions within mouth bar in Sangyuan outcrop of the Xiguayuan Formation, Luanping Basin

测量分析表明, 增生体的粒度韵律与岩性密切相关。当增生体主要由砂岩组成时, 呈粒度反韵律特征, 底部主要发育平行层理、交错层理中细砂岩, 向上逐渐变为平行层理粗砂岩。如图 11柱1及柱2所示, 分流河道砂体下伏的河口坝由多个砂质增生体组成, 每个增生体均呈反韵律特征。下部增生体规模小、厚度薄(约为0.7m), 岩性以中细砂岩为主, 向上增生体规模变大、厚度变厚(约为5.5m), 且沉积物粒度变粗, 发育平行层理中细砂岩— 粗砂岩。增生体顶部被分流河道侵蚀, 其间发育冲刷面。

图 11

Fig.11

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	图 11 滦平盆地桑园剖面西瓜园组河口坝内部不同岩性增生体韵律特征 分流河道下切河口坝, 白色箭头处由于山谷造成河口坝底部出现视觉上的轻微上凸Fig.11 Vertical grain-size trend of sandy and gravelly accretions within mouth bar in Sangyuan outcrop of the Xiguayuan Formation, Luanping Basin

当增生体主要由砾岩组成(砾岩厚度大于30%)时, 呈粒度正韵律特征, 底部以块状砾岩为主, 向上逐渐变为块状粗砂岩、交错层理粗砂岩等。如图 11柱3所示, 分流河道砂体下伏的河口坝由多个砾质增生体组成, 每个增生体均呈正韵律特征, 增生体底部发育块状小砾岩或块状细砾岩, 顶部发育块状粗砂岩。增生体顶部被分流河道侵蚀, 其间发育冲刷面。

笔者在具有不同韵律特征的河口坝增生体内部取样并进行粒度分析。统计表明, 沉积物粒度中值小于1000μ m时, 河口坝内部增生体呈现出反韵律的特征; 沉积物粒度中值大于1000μ m时, 河口坝内部增生体多呈现出正韵律特征(图 12)。沉积物粒度差异为影响河口坝内部增生体韵律性的重要因素。

图 12

Fig.12

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	图 12 滦平盆地桑园剖面西瓜园组扇三角洲河口坝内部增生体韵律性与沉积物粒度的关系Fig.12 Relationship between vertical grain-size trend of accretion bodies and grain size of sediment within mouth bar in Sangyuan outcrop of the Xiguayuan Formation, Luanping Basin

4.1.2 河口坝整体韵律特征

由多期增生体叠置而成的河口坝, 既可呈反韵律特征又可呈正韵律特征。

反韵律河口坝: 整体呈粒度反韵律, 可呈现多期反韵律增生体叠置、正韵律增生体叠置及正反韵律增生体叠置。图 11展示了多期反韵律增生体叠置及多期正韵律增生体叠置的反韵律河口坝特征, 多期反韵律增生体叠置的河口坝底部主要发育平行层理细砂岩, 向上逐渐变为平行层理中砂岩及平行层理粗砂岩; 多期正韵律增生体叠置的河口坝底部以块状砂岩为主, 向上逐渐变粗, 以块状砾岩为主。图 13则为正反韵律增生体叠置而成的反韵律河口坝, 底部以平行层理中细砂岩、槽状交错层理砂岩为主, 向上逐渐变粗, 以块状砾岩为主。砂(砾)岩体整体呈现出底平顶凸的剖面形态特征, 其内部未见分流河道下切及顶平底凸的分流河道标志性剖面特征(图 13)。因此, 该砂(砾)岩体为完整的河口坝沉积, 下部发育反韵律增生体, 岩性为砂岩; 中上部发育多期正韵律增生体, 岩性以砾岩及粗砂岩为主。其中, 由正韵律增生体叠置及正反韵律增生体叠置而成的反韵律河口坝为图 8-B中特征类型的反韵律河口坝砂砾岩体, 其内部河口坝增生体仍多呈现正韵律特征。在桑园剖面河口坝砂(砾)岩体中, 反韵律河口坝占比为43.05%。

图 13

Fig.13

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	图 13 滦平盆地桑园剖面西瓜园组多期正反韵律增生体叠置而成的反韵律河口坝沉积特征Fig.13 Sedimentary characteristics of coarsening-upward mouth bar which is characterized by fining-up successions coupled with coarsening-up successions in Sangyuan outcrop of the Xiguayuan Formation, Luanping Basin

正韵律河口坝: 整体呈粒度正韵律, 内部呈现多期正韵律增生体叠置。岩性以砾岩为主, 砂岩含量相对较少, 发育平行层理及块状构造。如图 14所示, 正韵律河口坝底部以块状砾岩为主, 向上逐渐转变为块状砂岩及平行层理砂岩。据统计, 在桑园剖面河口坝砂(砾)岩体中, 正韵律河口坝占比为56.95%。

图 14

Fig.14

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	图 14 滦平盆地桑园剖面西瓜园组多期正韵律增生体叠置而成的正韵律河口坝沉积特征Fig.14 Sedimentary characteristics of fining-upward mouth bar which is characterized by repeating fining-upward packages in Sangyuan outcrop of the Xiguayuan Formation, Luanping Basin

沉积物由河道搬运至湖盆时, 河口处沉积物的沉积主要受底床摩擦力及惯性力的共同影响(Wright, 1977; Postma, 1990; Wang et al., 2015)。在摩擦力主控的水流扩散模式下, 沉积物粒度沿前积层面逐渐减小, 增生体易显示出反韵律特征; 而在惯性力主控的水流扩散模式下, 沉积物粒度沿前积层面逐渐增大, 增生体易显示出正韵律特征。河口处的水流扩散模式取决于河口处的反映流体流态的弗劳德数(Fr)与雷诺数(Re)的大小(Wright, 1977),

Fr=vgh0(1)

Re=vh0b0212μ(2)

其中, v 为河口处平均流速, h₀ 与 b₀ 分别为河口河道深度及宽度, μ 为流体黏度。前人研究表明, 当Fr大于16.1或者Re大于2300时, 流体表现为完全湍流状态, 河口处水流扩散模式为惯性力主导(Hayashi et al., 1967; Barkley et al., 2015)。当Fr小于16.1或Re小于2300时, 水流扩散模式逐渐转变为摩擦力主控。

从弗劳德数与雷诺数的计算公式可以看出, 在同一河口系统下, 影响两者的主要参数为流体流速及黏度。与流速相关的地质因素包括流量、沉积物底形坡度等; 与黏度相关的地质因素包括沉积物粒度、泥质含量等。由于野外露头上仅能观察到沉积物粒度差异, 因此这里重点探讨沉积物粒度对河口坝增生体韵律性的影响。

笔者分别对粗粒和细粒河口坝增生体在河口处的沉积过程进行了水槽模拟, 观察不同粒度沉积物沿前积层面的排列方式。沉积物粒度的设置参考桑园剖面扇三角洲河口坝增生体韵律差异的粒度临界值(1000μ m), 同时考虑到水槽模拟实验规模较野外露头沉积小, 设置粗粒沉积物粒度中值为712μ m, 细粒沉积物粒度中值为228μ m。在沉积过程中, 流量、初始流速、湖平面及沉积底形坡度始终保持一致。

研究发现, 在细粒河口坝增生体水槽模拟实验中, 粒度较粗的沉积物沉积在前积层近端, 粒度较细的沉积物搬运距离较远, 在远端沉积(图 15-A2); 而在粗粒河口坝增生体水槽模拟实验中, 沉积物沿前积层面沉积时, 粒度较粗的沉积物沉积在远端, 较细粒沉积物在近端沉积(图 15-B2)。这是由于沉积物粒度越细, 流体黏度随细粒物质含量增高而增大, 导致河口处Re降低, 水流扩散模式为摩擦力主控, 沉积物沿前积层面沉积时, 相对粗粒物质受到较大底床摩擦力的阻碍, 沉积在前积层近端。而在粗粒实验中, 沉积物在河口处的沉积过程主要受惯性力影响, 相对粗粒物质在较大惯性力的控制下沉积在远端。

图 15

Fig.15

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	图 15 水槽模拟实验的粗粒河口坝与细粒河口坝增生体内部沉积物分布情况 A为粗粒河口坝: A1为切物源剖面, A2为顺物源剖面, A3为柱状图(展示A1黑框处及A2黑色实线处沉积物垂向分布情况)B为细粒河口坝: B1为切物源剖面, B2为顺物源剖面, B3为柱状图(展示B1黑框处及B2黑色实线处沉积物垂向分布情况)Fig.15 Sediment distribution in accretion bodies of coarse-grained and fine-grained mouth bars in flume experiments

沉积物在湖盆水体内向前搬运并不断沉积, 沉积物粒度随搬运距离增加而减小, 但对于同一个增生体来说, 沉积物粒度减小的幅度很小, 几乎可以忽略不计, 因此在底床摩擦力主控的沉积模式下河口坝内部细粒增生体呈反韵律特征, 在惯性力主控的沉积模式下河口坝内部粗粒增生体呈正韵律特征(图 15)。

河口坝的整体韵律性受控于增生体的垂向叠置样式。当向上叠置的增生体变粗时, 河口坝呈反韵律特征; 而当向上叠置的增生体变细时, 河口坝呈正韵律特征。