高崇龙，纪友亮，吴晨亮，任影
“冲积扇（alluvial fan）”这一概念自Drew于1873年提出以来，研究历史已近150年。我国冲积扇研究可追溯到20世纪60年代，但直至80年代随着准噶尔盆地西北缘P-T系冲积扇砂砾岩油藏的发现，才开始进入较为系统的研究阶段。相较于其他沉积体系而言，冲积扇的复杂沉积机制与演化过程对周缘环境改变的响应更为敏感。因此，冲积扇沉积-地貌差异演化是揭示盆山耦合关系、盆地充填过程及古气候旋回变化的重要线索。近年来，随着科学技术的不断进步，水文-矿产资源勘探开发、土木工程及地质灾害预防等需求的日益增长，特别是地外星系表面扇体的发现（Moore and Howard, 2005）（图1），冲积扇这一常见地质现象在国际上的研究热度不断增加。
图1.火星表面撞击坑内冲积扇群（深色调区）（a）及其扇根附近的下切沟谷（b）（据Moore and Howard, 2005）和火星扇体下切沟谷内泥石流沉积露头假彩色遥感图像（c）（据De Haas et al., 2015）
1 冲积扇的成因分类
冲积扇在各类地质背景下均可发育，但由于沉积机制极其复杂而往往具有“千扇千面”的特点。自20世纪90年代开始，国际上依据成因将冲积扇划分为泥石流型（debris flow fan）和河流型冲积扇（fluvial fan）两大类（图2）：泥石流型冲积扇往往受控于阵发性洪水作用，而河流型冲积扇多为连续的河流作用建造完成。河流型冲积扇可进一步分为辫状河型和曲流河/低弯度河型冲积扇两亚类（Stainstreet and McCarthy, 1993），其中，展布面积在103~105km2，且沉积坡度小于0.01°的河流扇又被定义为河流巨型扇（fluvial megafan）。随着研究不断深入，学者们发现形成冲积扇的河流体系极其复杂多变，阵发性洪水除可形成泥石流外还可形成牵引流态流体，因此上述分类仍存在一定局限性。
图2. 泥石流型冲积扇与河流型冲积扇沉积特征对比（a）及不同成因扇体规模（b）和地貌坡度对比（c）（据Stainstreet and McCarthy, 1993; Gao et al., 2020），一般河流作用主控的冲积扇规模较大而坡度较缓
据此，笔者以主体沉积机制、建造的阵发性或连续性及沉积特征差异将冲积扇重新厘定划分为4大成因类型，即基岩型冲积扇、阵发型冲积扇、河流型冲积扇及特殊型冲积扇（高崇龙等，2020）。其中阵发型冲积扇受控于阵发性洪水作用，因此可用“洪积扇”这一名词代替。而河流型冲积扇建造受控于不同类型及不同地貌特征的连续性河流体系，并可包含单体系、多体系河流型冲积扇及末端扇三亚类。相比而言，基岩型冲积扇为无流水参与的在重力作用下岩石崩落或滑移作用形成。而特殊型冲积扇目前指包括雪崩在内的特殊搬运沉积机制所建造的扇体。
2 山前多变的阵发性洪水及沉积特征
图3. 泥石流内部粗碎屑搬运轨迹三维图(a)、泥石流表面流速分布(b)及泥石流粗碎屑搬运方向和速率(c)（据Johnson et al., 2012）; (d-e)正在流动的泥石流（据Iverson et al., 1997; Hurlimann et al., 2003）; (f-i) 现代泥石流沉积表面及剖面特征（据De Haas et al., 2015）
（1）泥石流（debris flow）：是指大量泥级到砾级碎屑沉积物及其内部吸附水在重力作用下向坡下运动的粘性非牛顿流体。泥石流由于受重力而非流体剪切力驱动，因此本身不具有侵蚀性，最终形成均质复合沉积体（Iverson et al., 1997）。在泥石流高密度流体内，碎屑颗粒随体积增大其扩散压力及浮力也随之增大，使得大颗粒向流体表面迁移（图3a），而小颗粒则在动力筛析作用下向下部聚集（Johnson et al., 2012）。因此，泥石流沉积具有典型的反粒序特征，这也是鉴别泥石流最重要的标志（图3h-i）（De Haas et al., 2015）。而在泥石流运动过程中，流体底部摩擦力较大导致其流动速度比上部小，造成泥石流内部大砾石除向上部聚集外还不断向前部聚集（图3d-e），而随着泥石流不断推进，流体上部及前部大砾石不断被冲破并向两侧推开（图3a-c），从而产生泥石流独有的粗碎屑堤坝沉积，并随着流体侧向扩展而逐渐形成朵体形态（图3d-g）。
图4. 下切洪流沉积野外露头剖面特征，内部大砾石呈杂乱分布并可呈杂基支撑特点，但相比于泥石流发育侵蚀冲刷面、正粒序及底部砾石叠瓦状特征（据Gao et al., 2020）
（2）下切洪流（incised channel flood）：属于出山口上游流域盆地内形成的富沉积物快速阵发性洪水迁移至扇体下切河道内部所形成的限制性高密度洪水流体，该流体性质介于高粘度塑性流体和牵引流态的湍流流体之间。下切洪流里不同粒级碎屑的搬运受控于浮力、扩散力和剪切力共同作用（Gao et al., 2020）。这类洪水在形成早期多为具有高强度底部剪切力的紊流或层流，因而可形成岩相底部的侵蚀面和叠瓦状砾石（图4）；而在演化中后期直至快速卸载沉积前流体性质更倾向于重力流且沉积速率快，使得内部砾石呈现出杂乱堆积和杂基支撑的特征，但其仍具有牵引流机械分异特性，因而垂向呈正粒序（图4）。如果扇体不发育下切河道，则该类洪水流出山口后将散开，流体性质也将发生转变。
图5. 片流沉积韵律层砂砾岩成因机制（a）、正在流动的片流内部超临界驻波（b）及片流韵律层砂砾岩露头照片（c-e）（据Blair and McPherson, 2009; Gao et al., 2020）
（3）片流（sheetflood）：或称片洪，是一种持续时间短，规模大并具有一定灾难性的席状非限制性洪水流体，水动力条件强，流速一般在3~6m/s，且富沉积物，弗洛德数（Fr）在1.4~2.8，为一种超临界态（supercritical）的牵引流流体，一般在河流中难以形成，是冲积扇特有的沉积流体类型（Blair and McPherson, 2009）。片流沉积物具有典型的成层性和韵律特征，即相对细粒和相对粗粒砂砾层在垂向上频繁叠置，且各韵律层近似呈平行态，内部无层理面和侵蚀面，但砾石可具叠瓦状（图5）。我国学者称具上述特征的岩相为洪积砾岩。片流特殊的沉积特征与其流体内部所形成的超临界驻波（standing wave）自旋回演化在晚期的剧烈震荡破碎相关（图5）。一次片流沉积过程可发育5~20个韵律层系，从而形成特有的韵律层砂砾岩。
图6. 非限制性河泛洪流沉积剖面及现代和实验模拟特征（据Abdullatif,1989; Clarke, 2015; Gao et al., 2020）
（4）非限制性河泛洪流（unconfined streamflood）:为亚临界态（subcritical）湍流流体，属牵引流态。碎屑在其内部以席状底负载（bedload sheet）及牵引毯状形式(traction carpet)搬运，且随着水动力减弱，可发生垂向快速沉积而非以各类底床形态方式沉积，因此往往缺乏层理构造（Gao et al., 2020）（图6）。非限制性河泛洪流平面上呈发散状或席状，内部可形成数量庞大且流向相互穿插交错并不断迁移，宽度窄、深度浅的小型河道，沉积状态介于河道化和席状化流体之间（Clarke, 2015）（图6）。流体内部质点运动轨迹极不规则，所形成的沉积体可区分出由具侵蚀底界的透镜状和具不规则底界的扁平状正粒序单元在垂向及侧向频繁叠覆。呈透镜状且具有侵蚀底界的沉积单元属流体内部趋于河道化的沉积，而扁平状具有不规则底界的沉积单元则属于河道间分散席状坝沉积（diffuse bar）（图6）。
图7. 扇体内部阵发性河道地质记录（a-c）（据Pelletier,2005）及其剖面特征（d-e）（据Gao et al., 2020）
（5）阵发性河道化洪流（episodic channelized flood）: 除连续性河流体系进行扇体建造外，牵引流态洪水还可形成阵发性河道化流体，这一类河道化洪水流体多以辫状河道或低弯度河道为主（图7a-c），沉积特征与正常河流体系不同之处在于河道内部不发育细粒隔夹层，同时河道间为早期扇体沉积物或地形高地而不发育洪泛细粒沉积（图7d-e），即河道流体仅存在于单期次洪水事件中且沉积速度快，洪水过后将干涸消失（Gao et al., 2020）。这类河道在向下游迁移过程中由于水流下渗使得流量不断减小，其发育规模、活动的河道数量、形态及延伸距离不仅与洪水条件有关同时也受控于地貌特征，因而在平面上可能存在复杂的决口、分流及汇流的特点（Pelletier, 2005）。现实中观察到的河道内部充填沉积物受控于洪水强度及源区剥蚀的碎屑粒度，可形成砾质、砂质及泥质河道。
3 善变的阵发型冲积扇沉积-地貌演化实例
笔者以和什托洛盖盆地北缘受阵发性洪水控制的现代白杨冲积扇为例，通过对扇体不同部位露头及人工探槽的精细沉积学解剖（图8），对比所发育的阵发性洪水类型及其空间展布差异，并结合地貌演化，提出了不同洪水条件下阵发型冲积扇的沉积模式。
图8.和什托洛盖盆地北缘白杨冲积扇区域位置及整体沉积-地貌特征
白杨冲积扇位于欧亚大陆腹地，形成于晚更新世到全新世，现今处于干旱气候背景。而扇体建造主要受控于大规模融雪、暴雨及二者共同作用所触发的洪水事件。整个扇体均以砂砾岩沉积为特征，内部未见泥石流或洪泛细粒沉积，据此推断白杨冲积扇属牵引流态洪水建造的阵发型冲积扇。
根据阵发性洪水流体条件的时空差异变化，整个扇体建造可划分为三个阶段（图9）：
（1）朵体建造阶段（lobe building stage）：为洪水流量及沉积物供给量最大的阶段，活动朵体（active lobe，即洪水覆盖区域）自扇根向扇缘可依次发育下切洪流、片流及非限制性河泛洪流沉积（图9a）。下切洪流在下切河道末端散开转变为片流，而超临界态片流向下游可逐渐转变为亚临界态的非限制性河泛洪流。大量水流下渗使扇体内部潜水面升高并在扇缘与扇面相交，地下水溢出形成间歇性扇面水洼（ephemeral pond），扇体周缘可发育饱水湿地。
（2）河道化建造阶段（channel building stage）:洪水流量及沉积物供给量减小，阵发性洪水将难以维持席状而以阵发性河道形式进行扇体建造（图9b）。阵发性河道内部发育层理构造，但无泥质夹层且无伴生洪泛细粒沉积。由于水流下渗，河道规模及侵蚀深度向下游不断减小，部分河道可逐渐消失于扇面而在其末端形成散开体（terminal splay）。河道数量、形态及迁移特征均与洪水流量相对大小及地貌密切相关。而扇面水洼不发育，扇缘湿地也逐渐干涸。
（3）废弃阶段（abandoned stage）:出山口上游流域盆地内沉积物和水流供给持续减小到难以形成洪水时，整个扇体区域将被废弃或转变为小规模独立的河流体系（图9c）。这一阶段整个扇体（包括前述两阶段的非活动朵体区域）将遭受风化及二次搬运沉积作用，形成扇面风成沙丘、流沟（gully）及侵蚀滞留砾石层（erosional lag）。特别地，扇面具溯源侵蚀性的（head-ward erosion）流沟在空间上的不断扩展将使得扇面河道地貌及其演化更加复杂。
值得一提的是，并非所有的扇体都会在扇根部位发育下切河道（河谷），而下切河道的出现往往是由于扇体沉积物堆积或由于构造抬升使得扇面坡度达到临界坡度（critical slope）后，下切洪流或扇内河流体系下切侵蚀形成，并可在内部残存阶地沉积。
4 阵发型冲积扇背后的层序地层对比与气候变化
白杨扇所处的西风带（westerlies）影响区自晚更新世到全新世以来经历了多次不同时间尺度的湿润-干旱气候波动。气候条件的改变主要通过控制区域降水强度进而对扇体上游流域盆地内沉积物的产出量和洪水性质产生重要影响。特别地，气候变化引起区域降水量的小幅度波动就可使扇顶上游流域水系洪水的流量及其发生频次产生巨大差异。气候越湿润，降水量越大，阵发性洪水的强度和发生频次越大。因此，白杨扇朵体建造阶段往往形成于相对湿润的气候周期；河道化建造阶段则对应于相对干旱的气候周期；而废弃阶段则出现于两次阵发性洪水事件之间或代表洪水难以形成的极度干旱时期。
冲积扇由于具有较强的沉积非均质性，因而沉积体内层序地层单元的识别及对比相对困难。而上述白杨扇不同洪水条件下的沉积演化模式可为山前阵发型扇体的层序地层划分提供一定参考。具体而言，扇体内部风化土壤层及大型下切侵蚀面可作为扇体废弃及遭受下切破坏的沉积层序间断面。而在各层序内部所区分出的席状化和河道化洪水沉积可分别代表更低级次的旋回层序地层单元。气候变化（102~104a）相较于构造活动（105~106a）多具有更小的时间尺度，周期性气候变化甚至可掩盖构造活动对扇体的影响，因此扇体内部可存在米兰科维奇旋回级别的层序地层记录。
图9. 不同牵引流态洪水条件下阵发型冲积扇沉积-地貌演化模式（据Gao et al., 2020）
5 结语
目前，国际上冲积扇的研究正处于探索和发展阶段，随着技术手段的不断进步，其研究内容也不断细化。一方面，各学者正逐步弱化冲积扇统一或普适性沉积模式的建立，而转向根据不同沉积机制及其相关联的地质背景进行针对性沉积模式的建立；另一方面，冲积扇沉积过程研究（或分阶段表征扇体沉积过程差异）和不同流体机制在时间和空间上如何转变的机理性研究不断深化，这两方面也正是冲积扇研究的热点和难点所在。尤其是水槽物理模拟实验和数值模拟方法的应用，使得冲积扇研究也正逐步向定量化发展。对于油气勘探而言，冲积扇内部所发育的河道/河流体系往往可形成物性较好的储集单元，因此有关扇体内部阵发性河道或连续性河流体系的沉积机制与精细地貌特征仍需进行深入研究。
本文第一作者系东北石油大学非常规油气研究院副教授，第二作者为中国石油大学（北京）地球科学学院教授，第三作者为韩国延世大学博士后研究员，第四作者为东北石油大学地球科学学院讲师。本文属作者认识，相关问题交流可通过邮箱gaoyidaitianjiao1@163.com或petrogao_nepu@126.com与本人联系。欲知更多详情，请进一步阅读下列参考文献。
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