内蒙古岱海现代辫状河三角洲沉积特征及沉积模式

石良 金振奎 李桂仔 高白水 闫伟

中国石油大学（北京）地球科学学院

古代辫状河三角洲沉积在我国准噶尔盆地、塔里木盆地、鄂尔多斯盆地、柴达木盆地、渤海湾盆地、四川盆地、松辽盆地等广泛发育［1－10］，并成为油气成藏的有利条件之一。前人对古代辫状河三角洲进行了大量研究，但关于现代湖泊辫状河三角洲的研究却很少［11－12］。对古代辫状河三角洲进行研究最大的缺点是地层精细对比以及微相解释的正确性难以保证，由此建立的沉积模式的正确性也难以保证。要真正掌握、理解辫状河三角洲沉积模式，需从现代实例研究入手，因为“现在是认识过去的钥匙”。内古蒙古岱海辫状河三角洲是为数不多的、发育良好的现代实例。本次对岱海辫状河三角洲沉积特征进行了考察研究，并得出了与前人不同的认识。

1 地质背景

岱海位于内蒙古自治区乌兰察布市凉城县境内，湖面海拔约为1 220m，是一个典型的封闭式内陆湖泊［13］，无出水口，形成于早更新世初，其南为马头山，北为蛮汉山。现今湖域总体呈冬瓜形，东西长约14km，南北宽约8km，面积约110km2（图1），最大水深约17 m，平均水深约7m，总体上湖底北陡南缓。岱海盆地是一个地堑式的断陷盆地，成因类型属断层构造湖［13］。该地区属于半湿润气候，年平均降水量为400mm左右，集中在每年的6—9月，多以暴雨形式出现，其年蒸发量平均在1 200mm左右。旱季和雨季湖平面波动幅度约1m。湖水为微咸水，盐度在0.45%左右。

图1 内蒙古岱海卫星照片

有学者认为，岱海周围的山前为洪积扇群［11，13－14］。但笔者经过实地考察认为，山前不是洪积扇，因为河流出山口处并没有呈扇状散开的砾质沉积，而是继续以河道形式向盆地内延伸，卫星照片上也没有显示扇体的轮廓，这与新疆、青海地区的典型洪积扇完全不同。因此笔者认为，该区山前为辫状河平原，仅西部长轴方向发育一条曲流河，并形成曲流河平原（图1）。

2 辫状河三角洲分布特点

岱海周边有21条河流注入，但多为季节性的，雨季水大流急，旱季基本断流。这些河流大都为辫状河，以北岸最发育（图1），仅西部长轴方向上的河流为曲流河。

辫状河宽几米到100m左右，多为5～30m，深几十厘米到2m左右。这些河流入湖形成了一系列三角洲朵叶体，致使湖岸线呈“波浪”状。波峰指向湖泊，为朵叶体；波谷凹向陆地，为朵叶间（图1）。这些朵叶体长（沿水流方向）500～1 100m，宽（垂直水流方向）400～900m，向湖凸出幅度（即波高）100～300m。有的朵叶体现已废弃，其上的分流河道已被充填而完全消失。

朵叶体大小与河流大小有关，大河流形成大朵叶体，小河流形成小朵叶体。这些朵叶体连成一片，形成“辫状河三角洲群”，向湖泊“齐头并进”，这应是半湿润气候下山间湖盆三角洲的特点。

3 辫状河三角洲沉积模式

辫状河三角洲是辫状河入湖形成的三角洲，可分为三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲（图2）。

图2 岱海辫状河三角洲沉积模式图

3.1 辫状河三角洲平原沉积特征

辫状河三角洲平原上发育4种微相：分流河道、河岸、河漫滩、湿原。

3.1.1 分流河道

分流河道宽度和深度都不大，其宽度多为几米到50m左右，没有超过100m的；其深度（河床到岸边地面垂直距离）多为1～2m。这些河道都是季节性的，雨季有水，旱季几乎都会干涸，仅个别有涓涓细流。2002年夏季，该区曾发生过50年一遇的大洪水，洪水漫出了河道。

考察发现，该区分流河道有两类，即辫状分流河道和曲流分流河道（图3－a、3－b），前者沉积物普遍比后者粗。规模较大的三角洲朵叶体上，为曲流分流河道，辫状河进入三角洲平原后，分叉为曲流分流河道；而规模小的三角洲朵叶体上，为辫状分流河道。笔者认为，随着三角洲不断推进、生长，其规模逐渐变大，三角洲平原也逐渐变平坦，分流河道也就由辫状分流河道演化为曲流分流河道。因此，辫状河三角洲后期可演化为曲流河三角洲。

图3 岱海辫状河三角洲平原上的分流河道图

3.1.1.1 辫状分流河道沉积特征

辫状分流河道较直，以砾石质沉积为主，向下游方向逐渐变细，砂质增多，到达湖岸线附近时以细砾和中、粗砂为主，宽2～15m，深几十厘米到1m左右。其内可进一步划分为心滩和水道两个亚微相。

心滩宽1～3m，长也多为几米到10m左右，高十几到几十厘米，主要由砾石质沉积组成。砾石大小多为1～10cm，个别达十几到二十几厘米，从上游向下游方向，粒度总体逐渐变细。砾石成分复杂，有花岗岩、花岗片麻岩、中性火山岩及火山角砾岩等；磨圆普遍差，多为次棱角状和棱角状，分选较差；砾石间充填砂和少量泥与粉砂。心滩向下游方向迁移，并形成大型板状和楔状交错层理，层系厚十几到二十几厘米，个别达三十几厘米。其底面为冲刷面。

水道穿流于心滩间，宽多为几十厘米到2m左右，深十几到几十厘米，其沉积可分为上、下两部分。下部以砾石质沉积为主，特征与相邻的心滩相似，不易区别。上部多为砂质沉积（细、中或粗砂），为水道充填沉积，常呈透镜状，这是由于洪水过后，心滩露出水面，水道中的水流逐渐变为涓涓细流，流速降低，从而使砂沉积下来，充填于低洼处。低洼处通常是洪水期涡流淘洗出来的。

3.1.1.2 曲流分流河道沉积特征

曲流分流河道弯曲，以砂质沉积为主，并向下游方向逐渐变细，宽4～20m，深几十厘米到1m左右。其内可进一步划分为边滩和水道两个亚微相。

水道是河道内最低洼的部分，位于凹岸侧，宽多为几十厘米到1m左右，深几十厘米。其沉积主要为含砾的中、粗砂沉积，即所谓的“河床滞留沉积”，其底面为凹凸不平的冲刷面。

边滩宽2～4m，长也多为几米，高几十厘米，主要由中、细砂组成，具有向上变细的沉积序列，发育侧积层理。边滩之下，为河床滞留沉积。

3.1.1.3 落淤层的类型及成因

无论是辫状分流河道还是曲流分流河道，其内都可形成落淤层。现以辫状分流河道内的落淤层为例，阐述其类型及成因。根据现场观察，落淤层有两类，即孤立状和连片状，以前者为主（图4）。

图4 岱海北部辫状河三角洲平原分流河道中的落淤层照片（照片中央的小心滩宽约50cm）

孤立状落淤层呈孤立的条带或斑块状分布于河道中，厚几毫米到几厘米，是河道彻底断流后，河道低洼处积水沉积形成的，也可以算是一种充填沉积，多分布在水道内。

连片状落淤层覆盖整个河床，厚几毫米到几厘米。这类落淤层是洪水后期，刚刚漫过心滩的、很混浊的水流流速降低时，卸载沉积形成的。呈悬浮搬运的泥质，并非只能在静水条件下沉积，如果水中泥质含量很高，流速降低时，即使仍在流动，也可导致泥质沉积。例如，黄河进入黄土高原后，河水变浑，泥质含量很高，河道内水虽在流动，但泥和粉砂淤积在河床上，使得河床比地面高出十多米，成为“悬河”。泥和粉砂沉积就是流速降低时发生的。

泥质一旦沉积，由于具有黏性，其抗侵蚀能力比松散的砂质甚至砾质沉积还要强。因此，落淤层常常能保存下来。河道彻底干涸后，落淤层暴露，形成泥裂（图4）。下次水流可将泥裂冲碎，形成泥砾。

现今每个三角洲朵叶上，虽然大都只有一条河道，但随着不断沉积，河道逐渐变浅，发育到一定程度后，某次大洪水可导致改道，形成新的河道。在现今河道下切形成的河岸剖面上，常见古河道沉积与今河道斜交。因此，在三角洲朵叶发育演化过程中，分流河道是在不断改道的，并不断下切侵蚀以前的河道沉积，使不同时期的河道沉积拼合叠置，形成辫状河三角洲平原（及辫状河）特征的拼合板状结构。晚期的河道可切断早期的河道砂（砾）岩体，如果晚期河道突然废弃并充填泥质，可在早期河道砂（砾）岩体上倾方向形成泥岩封堵，从而形成岩性圈闭。即使晚期河道沉积的砂（砾）岩与早期河道砂（砾）岩体接触，由于储集物性不同，也可形成物性圈闭。多期河道的相互切割，可以形成一系列岩性和物性圈闭。尽管不同时期的河道延伸方向有差异，但总体方向基本一致，河道间的夹角通常小于90°。因此这些岩性及物性圈闭大致呈菱形，向下游方向伸长。

3.1.2 河岸沉积特征

河岸即分流河道两岸。这里当洪水溢出分流河道时，悬浮搬运的碎屑物质由于流速降低而发生沉积，形成河岸沉积。由于辫状分流河道水流急，悬浮的物质较粗，为细砂级。因此，河岸沉积主要为细砂，平行层理发育，厚度多为中、薄层，可与泥质沉积互层。如果分流河道有弯曲，在凹岸的河岸更发育些，厚度更大，分布面积也更广些。

3.1.3 河漫滩沉积特征

河漫滩位于分流河道之间，主要在洪水泛滥期发生沉积，主要为泥质粉砂、粉砂质泥等沉积，呈土褐色，其上草本植物发育，为“草滩”。有的草滩现已为庄稼地。草滩沉积呈块状，层理不发育，可见一些植物根茎。

3.1.4 湿原沉积特征

湿原是湿地的一种［15］。其特征是地面潮湿，植物繁茂，有积水。该区湿原不太发育，仅局部见于湖岸线附近，其上的植物为草本植物及树丛，其沉积为黑色、深灰色泥、粉砂质泥，富含植物根、茎、叶等化石。与河漫滩不同的是泥岩呈还原色，且富含植物化石。

3.2 三角洲前缘沉积特征

根据现场考察，研究区三角洲前缘主体为河口坝、远砂坝、席状滩和支流间湾。与辫状河三角洲平原相比，前缘沉积普遍变细，其沉积以砂和细砾为主，这是由于分流河道流入湖泊时受湖水顶托作用，流速大减。因此只能搬运和沉积较细的沉积物。

3.2.1 河口坝

河口坝位于分流河道入湖口前方，总体呈舌状，地形上略有隆起，坝脊大体垂直湖岸延伸，是河水靠惯性向前方流动、沉积所致（图5，由于水位下降，部分河口坝已露出水面）。河口坝向湖内延伸距离为几十米到100多米，可延至水深1.5m左右处。

图5 岱海北部辫状分流河道前方的河口坝图

随着湖水加深，其粒度逐渐变细。在河口附近，主要为细砾和中、粗砂，向末端，逐渐变为细砂。洪水期，水流速度较急，可发育平行层理，纹层向湖低角度（一般小于3°）倾斜。断流期，河口坝表面遭受波浪改造，形成小型波痕，波脊总体平行于湖岸。该区河口坝具有向上变粗的反旋回韵律。

3.2.2 远砂坝

远砂坝位于河口坝外侧，与河口坝相接，是河口坝向湖的延伸，只是由于水体变深，水动力变弱，沉积物以粉砂和泥质粉砂为主，颜色也偏暗。粉砂和泥主要是呈悬浮状态由靠惯性向前流动的河水搬运、沉积的。在沉积过程中，沿岸流的作用可使混浊的河水向两侧扩散。因此远砂坝的沉积范围比河口坝的要大。在岱海南岸有一个发电厂，排出的污水沿人工渠流入湖中。人工渠宽约10m，水深约1m，流速较急，约0.7m／s，与辫状河流速相近。污水在湖中的扩散形式可以反映河水在湖泊中的扩散形式（图6）。

图6 岱海南岸电厂人工水渠排出污水团的形态图

3.2.3 席状滩

席状滩是湖泊沿岸流搬运沉积的，位于河口坝两侧。前人称其为“席状砂”［1，5，8，16－18］，但笔者认为此称呼不严谨，“砂”是沉积物，而不是地貌单元。席状滩沉积与河口坝非常相似，主要区别是席状滩平坦、较薄，且平行湖岸线分布，而河口坝较厚，地形上隆起，且垂直于湖岸线展布。

该区相邻河口坝间的席状滩连片，与河口坝一起，形成沿湖岸连续分布的砂滩，统称“三角洲前缘砂体”。如果三角洲向前推进，即发生湖退，三角洲前缘砂体可形成向上变粗的沉积序列，其上可直接覆盖三角洲平原分流河道间的泥质沉积；也可直接覆盖分流河道砂、砾质沉积，两者之间为冲刷侵蚀面。如果发生湖侵，三角洲前缘砂体可形成向上变粗再变细的完整的沉积旋回。

3.2.4 支流间湾

支流间湾位于两个三角洲朵叶体之间，水体相对较安静，其沉积主要为暗色淤泥。不过在该区，支流间湾很少见，很多朵叶体之间的湖岸也是砂质沉积（前缘砂体），只有两个明显向湖突出的朵叶体之间才形成支流间湾，如元子沟一带的支流间湾。

3.2.5 关于水下分流河道

教科书上有关三角洲经典的沉积模式中，三角洲前缘一般发育水下分流河道［17］。在许多关于三角洲的文献和研究报告中，沉积微相图上的水下分流河道延伸数千米甚至几十千米［1，5－7，19－20］。

但金振奎等根据水槽实验、现代沉积考察和理论分析认为，湖泊三角洲前缘中不发育水下分流河道，三角洲平原上的分流河道一延伸到湖平面处就消失了［21］。岱海周边的辫状河和曲流河三角洲前缘，都没有水下分流河道，进一步证实了这一观点。三角洲平原上的分流河道向湖岸逐渐变浅，一到达湖岸线便消失，其末端呈喇叭状向湖撒开。

分流河道都是在湖平面这个沉积基准面之上由水流下切形成的。湖泊在演化过程中，湖平面是频繁升降的，湖底经常暴露。暴露期间，河流下切，形成河道。这些河道经常切入三角洲前缘砂体中。岱海北岸就有前缘砂体出露，是高湖平面时期沉积的，但现今由于湖平面下降已变为三角洲平原，并被分流河道所切割。

如果后期湖平面上升可将其淹没于水下，但其作为河道的沉积活动却已停止，废弃，如此就不是真正意义上的水下分流河道。

有的学者认为，河水中因含有泥质等悬浮物质，其密度比湖水密度大，在河口处会下切，形成水下分流河道。但笔者认为，河水遇到湖水顶托，流速大减。由于流速降低引起的沉积要多于由于微小的密度差引起的下切，况且河水流入湖泊后会与湖水混合。这种混合水的密度与河水密度的差异可以忽略不计。

3.3 前三角洲沉积特征

前三角洲沉积为暗色泥、粉砂质泥，与正常的湖泊沉积不易区分。根据人工水渠污水分布范围推测，其水深在几米到10m左右（图6）。其沉积中含有介形虫。湖中的鱼类死后沉落水底，可形成鱼化石。

4 结论

1）三角洲前缘没有水下分流河道，分流河道一入湖即消失。三角洲前缘河口坝与席状滩连片，沿湖岸连续展布，形成滨岸砂滩。

2）辫状河入湖可以形成两种三角洲，即分流河道呈辫状河的三角洲和分流河道呈曲流河的三角洲，前者发育于三角洲形成早期阶段，三角洲平原较小、坡度较大；后者发育于三角洲形成晚期阶段，三角洲平原变大、变平缓，皆呈朵状。

3）早期阶段的辫状河三角洲，分流河道两岸溢岸砂发育，主要为细砂；而晚期阶段则以粉砂和泥为主。

4）三角洲前缘砂体比平原分流河道的细，前者以砂质沉积为主，后者以砾质沉积为主。

5）该区辫状河平原上，辫状河宽几米到100m，多为5～30m，深几十厘米到2m。三角洲平原上的分流河道宽2～20m，多为几米到十几米，深几十厘米到1m。

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