2019, Vol. 37扩展功能
文章信息
- 马俊学, 陈剑, 崔之久
- MA JunXue, CHEN Jian, CUI ZhiJiu
- 岷江上游叠溪混杂堆积体的沉积特征及其成因分析
- Sedimentary Characteristics and Causes of Formation of Diamicts in Diexi, Upper Minjiang River, China
- 沉积学报, 2019, 37(1): 72-85
- ACTA SEDIMENTOLOGICA SINCA, 2019, 37(1): 72-85
- 10.14027/j.issn.1000-0550.2018.098
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文章历史
- 收稿日期：2017-11-27
- 收修改稿日期: 2018-01-05
2. 北京大学城市与环境学院, 北京 100871
2. College of Urban and Environmental Sciences, Peking University, Beijing 100871, China
我国西南山区面积广阔，尤其是青藏高原东缘地带，广泛分布着不同规模的各类天然堰塞湖[1-6]。滑坡(崩塌)堰塞湖坝体结构松散，稳定性较差，若受到外界因素影响，很容易发生溃决破坏，成为常见的一种堰塞湖灾害类型，特别是我国西南青藏高原东缘的金沙江上游及岷江上游地区，发育十分广泛[3-4]。古堰塞湖是在地质历史时期形成的堰塞湖，经历了久远的自然过程，而形成一些具有研究价值的沉积物，可通过研究这些沉积物重建古环境，反演古地震活动或古气候变化的发展演化规律。目前，国内外对于古冰川、古泥石流或古火山等沉积物的研究已屡见不鲜，但对于古堰塞湖及溃坝堆积的研究却鲜有报道，尤其是古滑坡(崩塌)堰塞湖[7-9]。
岷江上游的众多滑坡中，存在许多大型古滑坡，并曾堰塞岷江形成多个古滑坡堰塞湖，如规模最大的叠溪古堰塞湖。这类堰塞湖溃决后会在坝体下游形成一种特殊的混杂堆积类型，国内的崔之久和陈剑等学者将其命名为堰塞湖“溃坝堆积”，并对其进行了大量研究工作[10-11]。沉积相研究最早用于油田、煤田及金属矿产等矿产沉积岩层的勘探方面，从20世纪60年代开始，沉积相模式的研究逐渐受到重视，被广泛用于沉积学研究领域。近年来，国内外已将沉积相广泛应用于各类沉积物的研究中，对于沉积学研究起到了极大的推动作用，但尚未在堰塞湖溃坝堆积中应用[10, 12-19]。
近期，笔者对岷江上游地区进行野外考察时，在四川省茂县叠溪河谷段首次发现了长约5 km的天然混杂堆积体，保存了较为完好的沉积剖面，据调查研究，应为叠溪古堰塞湖溃决后在其下游形成的溃坝堆积体，发育规模如此之大的古堰塞湖溃坝堆积体实属罕见。作为叠溪古堰塞湖的物质记录载体，蕴含了丰富的地貌学和沉积学等地质地貌信息，其沉积环境信息的提取、反演，对于青藏高原东缘山地环境及岷江上游河谷演化发展规律的研究意义重大。笔者就叠溪混杂堆积体的沉积学特征及成因进行了深入的分析研究，并将沉积相研究引入到“溃坝堆积”这一全新的研究领域，为古堰塞湖溃坝堆积的研究提供了一种新思路，对于研究古滑坡堰塞湖坝体溃决过程、溃决洪水动力学机制以及重建该地区的古环境(地震活动或气候变化)具有重要的理论意义，并对堰塞湖灾害的风险评价具有重要指导意义。
1 区域地质背景岷江上游段(源区至都江堰)位于青藏高原东缘的川西高原地区，为青藏高原(第一阶梯，海拔>3 500 m)和四川盆地(第二阶梯，海拔1 000~2 000 m)的过渡带(图 1)，走向近南北，具备了两大阶梯单元的过渡性质。叠溪河谷段(31.5°N~32.5°N，103.5°E~104.5°E)属于岷江上游的中段，是松潘县至茂县之间的岷江河段，从北向南流经叠溪镇，河谷及两岸山脊平均海拔高度分别为1 500 m和3 000 m。河谷平均坡度约为10.3%，两岸斜坡坡度多大于50°，近河床(100 m高度范围内)基岩坡段坡度大于60°。该段河谷宽窄不一，变化较大，其中，较窄处只有几十米，而宽处可达200~300 m。此河段往南河谷总体渐趋宽缓，至两河口以下，河床中保存有很厚的覆盖层，从上游至下游厚度变薄。
该区域处在特提斯—喜马拉雅(Tethys-Himalayas)构造带上，被松潘—甘孜地槽褶皱带(NWW向)、西秦岭地槽褶皱带(近EW向)和龙门山—岷山断裂带(NE向)组成的三角形地质构造所包围，著名的南北地震带就位于该处(图 1)。由于受到印度板块、太平洋板块和欧亚板块三大板块的相互作用，区域地质构造非常复杂，旋转构造广泛发育，如较场弧形褶皱构造，其宽度可达数百米，叠溪古堰塞湖就位于这一构造带上，研究区内发育有岷江断裂带和虎牙断裂两组活动断裂带，断裂活动频繁，地震多发，稳定性较差[5]。区内出露的地层岩性主要为砂岩、千枚岩、灰岩、大理岩、板岩等，它们大多受到不同程度的区域变质作用影响。该段河流两侧表层广泛分布第四系全新世—更新世(Q1-4)残坡积、冲洪积、泥石流堆积松散堆积层和湖相沉积层。由于研究区周围群山环绕，受到大气环流的影响，属亚热带高原大陆性季风气候，气温变化较大，降雨稀少，年均降雨量只有420 mm左右，集中于夏秋季节(5—10月份)，7、8月份降雨量最多，占全年降雨量的50%以上。且该地区常年多风，日照充足，地表蒸发量大，干旱现象比较严重，为干热型河谷。岷江水系为研究区内全年性河流，年平均流量219.78×109 m3，大气降水是岷江径流的主要来源，冰雪融水次之，地表水主要是1933年叠溪地震形成的叠溪海子(堰塞湖)，由上海子(积水量约7 × 107 m3)和下海子(积水量约5×107 m3)组成。
溃坝堆积体位于叠溪古滑坡坝体下游侧的叠溪隧道出口(从上游向下游)处至其下游约5 km范围河段的河流两岸，共有5处。这些堆积体或披覆于河谷岸坡基岩之上，类似于河流阶地堆积；或是直接堆于河床两侧，类似于河漫滩堆积。可将其从上至下分为上、中、下三段，并根据剖面位置不同将这5处溃坝堆积体从上游至下游依次进行编号(Ⅰ~Ⅴ)。各段堆积体的分布特征见表 1及图 2，3。
| 分段 | 堆积体编号 | 纬度(N) | 经度(E) | 高程/m | 剖面长度/m | 最大出露厚度/m | 距离河床高度/m |
| 上段 | Ⅰ | 32.022° | 103.683° | 2 000 | 150 | 25 | 7 |
| Ⅱ | 32.020° | 103.672° | 2 030 | 78 | 18 | 37 | |
| 中段 | Ⅲ | 32.015° | 103.679° | 1 970 | 110 | 8.5 | 6 |
| 下段 | Ⅳ | 32.008° | 103.678° | 1 948 | 60 | 3.4 | 8 |
| Ⅴ | 32.003° | 103.676° | 1 926 | 30 | 2.2 | 4 |
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| 图 2 叠溪古滑坡堰塞湖的分布 Figure 2 Distribution of the Diexi paleolandslide-dammed lake |
根据陈剑等[11]的研究，古堰塞湖残留坝体与其上游的湖相沉积物和下游的溃坝堆积体构成“三位一体”的特殊沉积组合，这就为古堰塞湖溃坝堆积体的研究提供了理论依据，这种特殊沉积组合的存在是古堰塞湖溃坝堆积判别的有力证据之一。叠溪古滑坡堰塞湖坝体、湖相沉积和溃坝堆积的分布如图 2所示。
2.1 残留古滑坡坝体的特证现场调查发现，叠溪大型古滑坡堰塞湖残留坝体的主体部分位于叠溪隧道入口(上游→下游)处的叠溪古镇较场村附近，长约3 km，宽约1 km(图 3、图 4a，b)。滑坡坝体主要分布在岷江左岸，在对岸(右岸)及下海子湖中有少许残留滑坡坝体，它是由一系列起源于左岸斜坡岩体上的崩塌和滑坡(以滑坡为主)形成。滑坡坝体主要由砂、砾石及黏土等混杂而成，其中包含许多岩石碎屑及块体，其岩性多为灰褐—灰黑色灰岩、千枚岩、砂岩及片(板)岩，粒径从几十厘米到几米不等，可见最大粒径达5~8 m的巨砾。
左岸坝体顶部最高点处海拔高程2 316 m，高出现今湖水面(高程2 122 m)约194 m。在左岸古滑坡坝体坡面及顶部发现了层理非常发育的古湖相沉积物，其物质组成主要是粉砂、黏土，其厚度约为1~3 m，平均海拔高程约2 305 m(图 4a，b)。在右岸及下海子湖中分别存在一处规模不大的松散砾石碎屑堆积体，其物质组成与滑坡坝体主体物质相同，说明这两处堆积体是左岸滑坡体过江形成的残留坝体堆积(图 4b)。根据调查测量和遥感影像资料推测，整个滑坡原始体积超过1.2 × 109 m3。
位于滑坡坝体处的岷江河段相对较窄，水流湍急，很容易形成叠水。此外，在河床砾石滩上常有较大的岩石碎屑块体或巨砾堆积物(片/板岩、千枚岩、灰岩)，或者在河流中心处形成心滩。这些砾石碎屑分选差，粒径较大，最大粒径可达5~6 m，是滑坡坝体溃决后的坝体物质被搬运至此堆积而成(图 4c)。
2.2 溃坝堆积体的地貌特征研究区岷江两岸群山环绕，河谷下切作用十分显著，多呈“V”形或“U”形。野外调查时，在这些堆积体附近并未发现有大型支沟，说明没有溢洪道和泄洪道切割河流。此外，从堆积体的分布位置来看，这些堆积体并非来自于支沟物质。
堆积体具有两种不同类型的地貌形态：一种是在垂直方向上出露厚层的沉积剖面；另一种是河流两岸高出河床约3~5 m，厚度较薄的堆积阶地(图 5a)。在地貌形态上表现为上、下两级“台阶”，表明是由两期堰塞湖溃决事件形成的，即可将叠溪古滑坡堰塞湖溃坝堆积体分为两期：上级厚层溃坝堆积体代表了早期的大规模堰塞湖溃决事件，而下级薄层堆积阶地则是由后期小规模堰塞湖溃决事件形成的。
溃口附近河床中心及河谷两侧分布着大量次磨圆状的巨砾堆积，通常呈叠瓦状—碎屑支撑构造，其最大长轴可达6 m，砾石直径向下游逐渐减小。这些巨砾堆积在河床上形成堆积阶地，表层覆盖着棱角状(无磨圆)的块石，推测其为两侧基岩崩塌形成的落石。这些特征反映了这些堆积物来自于不同的源区，即次磨圆状的巨砾来自于上游堰塞坝体物质，经过了堰塞湖溃决洪水一定距离的搬运，并在此沉积，而棱角状的块石则是由原位岩体崩塌堆积形成[21]。同时，在这些堆积体中并未发现来自支沟的泥石流堆积物，这样就排除了堆积体物质来自于附近泥石流堆积的可能性。绝大多数巨砾上覆盖了灌木和杂草等植物，说明这些砾石成分被高能水流(洪水)搬运至此后又经历了一个稳定的低水位时期。
2.3 溃坝堆积体的沉积特征溃口附近左岸发现一处厚约9 m的混杂堆积体剖面，无明显的层理面，类似于冲积扇(图 5)。此处为叠溪古滑坡堰塞湖溃坝堆积体的开端。剖面中大小砾石混杂排列，规律性差，呈次棱角状，可见直径约3.5 m的孤立巨砾石(“漂砾”)[22-23]。堆积体剖面及砾石扁平面微倾向下游，倾角约7°~9°。在堆积体剖面底部，河流两侧河床之上发育厚约3 m的堆积阶地(图 5a)。河床及堆积阶地上分布着许多巨砾石，最大粒径约6 m，有一定的磨圆度，倾向下游，呈叠瓦状构造。
以此为开端，向下游，堆积体的沉积特征变得越来越明显。从此后几处出露的厚层堆积体发育特征来看，其沉积剖面均很完整，未发现侵蚀面的存在，说明这些厚层堆积体属于同一期次的叠溪古堰塞湖溃坝堆积，即它们是早期大规模堰塞湖溃决事件的产物。野外调查对这些堆积体中砾石碎屑物质岩性进行了详细的统计，主要为灰岩、千枚岩、砂岩及片/板岩，与上游古滑坡坝体组成物质基本相同，很可能来源于其上游坝体堆积物质。上段靠近溃口处的堆积体中砾石碎屑成分大小混杂，粒径分布很不均匀，甚至含有最大粒径长轴达5 m左右的巨砾，一般无分选或分选很差，且多为棱角状。这些粗大砾石碎屑一般形成杂基构造及砾石支撑—叠置构造，这种构造类型多为快速搬运沉积而成，表明了当时砾石碎屑快速堆积的搬运过程。向中、下段，堆积体中的砾石粒径逐渐变小，分选性也出现逐渐变好的趋势，并出现一定的磨圆，多呈次棱角—次磨圆状。河床大粒径砾石几何尺寸统计数据(随机选取155个样品进行测量)显示，中、下段河床砾石长轴平均值分别为2.6 m、1.8 m，且砾石长轴方向与扁平面(ab面)的倾向基本垂直，扁平面(ab面)倾向上游，倾角为20°~45°，呈叠瓦状堆积。
I号堆积体是5处溃坝堆积体中发育规模最大的一处，出露剖面较为完好，其沉积特征也最为典型(图 6a)。该堆积体靠近溃口处最大出露厚度约25 m，其厚度向下游方向逐渐变薄，并沿岷江河流流向展布。该溃坝堆积体的砾石碎屑成分从上游至下游表现出由粗变细的变化趋势。
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| 图 6 叠溪古堰塞湖溃坝堆积体的沉积特征(位置如图 2所示) a.上段Ⅰ号堆积体；b.下段Ⅳ号堆积体；c.下段Ⅴ号堆积体；d. Ⅴ号堆积体处堆积阶地和河流心滩；e. Ⅴ号堆积体中的韵律互层构造；f. Ⅴ号堆积体中的叠瓦构造；g. Ⅴ号堆积体中的孔洞构造；h. Ⅴ号堆积体中的杂基构造；i. Ⅴ号堆积体中的块状构造；j. Ⅴ号堆积体中的砾石支撑—叠置构造 Figure 6 Sedimentary features of the outburst deposits in the Diexi area (see Fig. 2 for location) a. accumulation Ⅰ in the upper segment; b. accumulation Ⅳ in the lower segment; c. accumulation Ⅴ in the lower segment; d. outburst deposit terrace and gravel diara in the river of accumulation Ⅴ; e. rhythmitic interbedded structure composed of a coarse gravel layer and a fine sand and gravel layer Ⅴ; f. imbricated structure of accumulation Ⅴ; g. cavitation structure of accumulation Ⅴ; h. matrix structure of accumulation Ⅴ; i. massive structure of accumulation Ⅴ; j. gravel support-stacked structure of accumulation Ⅴ |
至中、下段，溃坝堆积体的出露厚度明显变薄，砾石直径变小，磨圆度和分选性变好，而且开始出现粉质黏土层和另一套湖相沉积层(图 6b，c)。Ⅳ号堆积体处，厚度约15 m的粉质黏土层直接披覆于溃坝堆积体上，发育水平层理，与下伏溃坝堆积层平行，其中夹含一层厚约2 m的湖相沉积透镜体(图 6b)。推测该层粉质黏土层很可能来自于滑坡坝体上游的湖相沉积层，这就为溃坝堆积体提供了最为直接证据。同样地，在Ⅴ号堆积体的上部也发现厚层湖相沉积层(图 6c)，其海拔高程均在2 000 m以下，低于叠溪湖现今水面，这说明该段也可能存在另一个古堰塞湖，至于是否与叠溪古堰塞湖属于同一时期，有待进一步的深入研究。另外，在Ⅴ号堆积体的湖相沉积层中夹含一层河流相沉积层(图 6c)，推测其为回水现象造成的，反映了早期的水位落差。在Ⅴ号堆积体河流西岸发现一处混杂堆积形成的堆积阶地，可分为3级(i、ii、ii)，宽约50 m，长约200 m，砾石最大粒径约80 cm。该处河床中心存在一处砾石心滩，宽约30 m，长约50 m，心滩砾石最大粒径约30 cm，磨圆和分选很好，呈叠瓦构造，表明该处已接近溃坝堆积体的末端(图 6d)。
叠溪古堰塞湖溃坝堆积体出露剖面中发育了一种粗砾石层与细砂砾层韵律互层的特殊沉积构造，为近水平或微倾向于下游的层理，沉积剖面内无砂层及砂层透镜体发育(图 6e)。粗粒层和细粒层呈一粗一细交替互层发育，构成一个“旋回”。这种韵律互层结构代表了同一沉积环境中的交替沉积作用。粗砾石层的沉积特征与稀性泥石流的堆积特征类似，砾石有一定分选性，具叠瓦构造、孔洞构造、杂基构造和支撑—叠置构造；细砂砾层一般为块状构造，无分选或弱分选(图 6f~j)。
2.4 溃坝堆积体的沉积相特征本文的研究对象——溃坝堆积体，属于粗粒沉积物的一种特殊类型。根据Walker[24]粗粒沉积物沉积相划分方法，结合研究区内溃坝堆积体的典型沉积特征，将叠溪堰塞湖溃坝堆积体的沉积相划分为2个大类，7种类型，列于表 2。
| 相类型 | 相代号 | 岩性 | 岩相 | 构造类型 | 沉积环境 |
| 巨砾层相 | Bcm | 巨砾，含卵石 | 碎屑支撑 | 块状层理，叠瓦状构造 | 高流态滞留沉积 |
| Gm | 粗砾石 | 碎屑支撑 | 块状层理，叠瓦状构造 | 高流态滞留沉积 | |
| Gfm | 细砾石 | 碎屑支撑 | 块状层理，杂基构造 | 高流态滞留沉积 | |
| 砾石层相和砂层相 | GRm | 细砂砾 | 碎屑支撑 | 块状层理，杂基构造 | 重力流沉积 |
| St | 砂，含砾石 | — | 槽状交错层理 | 水道高流态 | |
| Sp | 砂，含砾石 | — | 板状交错层理 | 舌状、横向沙坝 | |
| Sh | 砂，含砾石 | — | 水平层理块状/薄层状构造 | 面状层流(高流态) | |
| 注：表中，G.砾石，S.砂；f.细粒，R.细砂粒；h.水平层理，m.块状层理，t.槽状交错层理，p.板状交错层理。 | |||||
研究区内所有出露的溃坝堆积体剖面中都发育巨砾层相(Bcm)，这些巨砾通常丛生分布，分选差，有一定磨圆，为碎屑支撑，呈块状层理和叠瓦状构造，并沿横向展布于各剖面内，形成连续分布(横向)的独立沉积单元，其层厚从0.5 m至4 m不等。Ⅱ、Ⅲ、Ⅴ号堆积体沉积剖面的岩性相特征如图 7所示。巨砾层相(Bcm)可沿各出露剖面连续追踪，呈近水平向贯通于溃坝堆积体剖面。这种沉积层主要有块状巨砾组成，细粒基质填充于块石空隙中。基质主要由无分选或弱分选砾石和砂、少量黏土质组成，一些砾石作为巨砾的支撑点构成砾石支撑—叠置构造。巨砾层相(Bcm)中的碎屑物质通常呈磨圆度很高的球形，在一定程度上为沉积相的结构分析带来困难。据统计(随机选取105个样品)，上、中、下段溃坝堆积体剖面巨砾层相(Bcm)中的巨砾最大长轴分别为2.5 m、2.0 m、1.5 m，岩性主要为(变质)灰岩、千枚岩、砂岩、片(板)岩，约占95%，与上游滑坡坝体组成物质岩性大体相同，说明这些巨砾成分很可能是滑坡坝体溃决时搬运至此，其磨圆度是由搬运过程中的物理作用和搬运之前的原位风化作用所形成的[25]。
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| 图 7 叠溪古滑坡堰塞湖溃坝堆积体出露剖面的岩性相特征(剖面位置如图 2所示) a.上段Ⅱ号堆积体剖面；b.中段Ⅲ号堆积体剖面；c.下段Ⅴ号堆积体剖面 Figure 7 Lithological facies columns of the exposed profiles of the outburst deposits (see Fig. 2 for location) a. profile of accumulation Ⅱ in the upper segment; b. profile of accumulation Ⅲ in the middle segment; c. profile of accumulation Ⅴ in the lower segment |
溃坝堆积体中的砾石层相和砂层相一般沿横向分布，出露长度从几米至几十米不等，板状或槽状层理。各剖面中的巨砾层相(Bcm)被块状碎屑支撑的粗砾石层(Gm)(图 7c)或块状基质支撑的细砂砾层(GRm)(图 7b)或块状碎屑支撑的细砾石层(Gfm)(图 7a)所覆盖，或者为其下伏岩层。其中，砾石层相具有叠瓦状构造、块状构造、砾石叠置—支撑构造等岩性构造(图 6f~j)。由图 7b可看出，Ⅲ号堆积体(中段)剖面中的巨砾层相(Bcm)与细砂砾层(GRm)构成十分清晰的韵律互层构造。另外，在Ⅰ、Ⅲ、Ⅳ号堆积体剖面中分别发育中—粗砂层相(Sh、St/Sp)沉积层，最大厚度约0.5 m，其中，St/Sp相沉积砂层为板状/槽状交错层理，Sh相沉积砂层为水平层理。这些砂层相沉积层以薄层或透镜体的形式穿插于巨砾层相(Bcm)及砾石层相(Gm、Gfm、GRm)单元中(图 8)，分选较差，含少量小的砾石和卵石。此外，砾石层相(Gm、Gfm、GRm)沉积单元均含有一定量基质，主要为中—粗砂及少量黏土质，但对砾石层岩性特征影响较小。可见，砾石层相(Gm、Gfm、GRm)沉积层的岩性特征主要受控于碎屑成分和砂质成分的含量[26]。
上述两类沉积相(巨砾层相、砾石层相和砂层相)代表了不同的搬运方式：每个巨砾层相代表一个高流态沉积事件；而砾石层相和砂层相则是由脉动流沉积形成的。巨砾层相与砾石层相和砂层相这两类沉积相之间不存在连续一致的继承性关系，如：在Ⅱ号堆积体(上段)剖面中巨砾层相(Bcm)位于一系列砾石层相(Gfm)之间(图 7a)；在Ⅲ号堆积体(中段)剖面中，巨砾层相(Bcm)与砾石层相(GRm)呈韵律互层构造分布(图 7b)；而在Ⅴ号堆积体(下段)剖面中，巨砾层相(Bcm)仅在剖面底部发育(图 7c)。反映了砾石层相和砂层相具有复杂的几何分布特征。
在以往的研究中，一般认为巨砾层相(Bcm)是由泥石流搬运堆积而成[25]，但砾石支撑结构、碎屑物质磨圆好、叠瓦状构造以及成层的砂层等沉积特征却与泥石流堆积大相径庭。此外，巨砾层相(Bcm)所具有的块状碎屑支撑构造、砾石孔洞构造、无/弱分选性及堆积厚度等沉积特征说明其形成条件与高密度洪水流或正常高流态密切相关[25, 27]。如前所述，一些巨砾层单元中的砾石长轴最大可达1.5~2.5 m，反映了当时搬运介质具有很高的搬运动能，应该是含水量较少的高密度流。块状碎屑支撑的巨砾层相(Bcm)具有高速流体搬运和沉积的特点，符合溃决洪水的搬运和沉积特点。此外，下段Ⅴ号堆积体距离上游滑坡坝体约8 km，能将巨砾从如此之远处搬运至此，唯有用大规模溃决洪水来解释最为合理。
成层的砂层沉积很可能是由高流态湍流形成的，因为只有这种流态才能使砂粒级别的物质被搬运、沉积下来，反映了当时脉动流态的减弱过程。但巨砾层(Bcm)中呈叠瓦状的碎屑却又反映出正常流态的特征。由这些特征可看出，搬运介质流体是随时间和空间而变化的。较大的碎屑物质应该是被具有牵引式层状湍流搬运至此[28]，这与常见的浊流形式具有相似性[25, 29]，搬运过程中也可能受到了分散压力和浮力的影响[27]。巨砾层相(Bcm)的无/弱分选特征表明其沉积过程非常快速，这也是形成溃坝堆积体厚度大、分级特征不明显的原因。如前所述，巨砾层相(Bcm)中的块状巨砾反映了当时的溃决洪水具有很高的搬运动能。基于以上沉积特征，可以确定该巨砾层相(Bcm)为溃坝洪水堆积物，而其上覆的砾石相沉积层(Gm、Gfm、GRm)代表溃决洪水的衰退阶段[30]。缺少粗粒成分的薄层状砂层相(Sh)为其下伏巨砾层相(Bcm)堆积完成后在稳定的弱水动力条件下一个短暂的沉积期。
沉积剖面中的“漂砾”(如图 5b)是在堆积体快速沉积的过程中被高流态水流搬运至此并随堆积物一起沉积下来，这种水流一般是高密度洪水流[31]。这种具有叠瓦构造、无层理特征的“漂砾”是判别碎屑沉积物沉积过程中推移式搬运、低沉积率、分流冲刷和障碍冲刷等沉积作用的重要沉积证据[23, 32]。此外，由于溃决洪水具有很高的流速和搬运动能，大部分细粒成分不能快速沉积，而是随水流搬运至下游较远的距离才能得以沉积，因此，在溃坝堆积体沉积剖面中未发现极细/粉砂相及黏土相沉积层(Fm/Fl)，这些成分只是以基质的形式存在于堆积体中。
韵律互层的沉积构造可用来推断交替、重复堆积的沉积规律，反映了一种周期性假设：沉积时间的周期性和沉积过程的周期性[23]。有的学者认为每一个韵律层代表一个独立的洪水事件，如Waitt[33]在华盛顿东南部的瓦拉瓦拉谷米苏拉湖溃坝堆积物剖面中发现了40个韵律层，他认为米苏拉湖曾发生过40次洪水事件。而有些学者将这种韵律层结构看成一个完整的沉积结构体，认为它只能代表一次洪水事件，而不是每一个韵律层分别代表一个独立的洪水事件[23, 34-35]。笔者认为后一种解释更为合理，因为沉积剖面中没有侵蚀面的存在，说明不存在两次洪水的间隔沉积期。虽然这一间隔沉积期可能极短，很难在剖面中表现出来，但多个韵律层间隔沉积期都极短的可能性很小，因此极短时间内发生多次独立洪水事件的可能性不大。如前所述，叠溪古滑坡堰塞湖溃坝堆积体剖面中具有很明显的韵律互层结构(图 6e)，宏观上，堆积体剖面整体表现为流水堆积特征，如分选机制粗略且规模较大；细观上，又表现出稀性泥石流堆积特征，如具有砾石碎屑成分大小混杂、粒径极不均匀等特征，说明其堆积过程是快速的、杂乱无章的。这种特殊的韵律互层构造反映了堆积物的水动力条件特征：粗粒层的沉积水动力较强，反之，细粒层的沉积水动力较弱。这种沉积特征用“溃坝堆积”这一特殊沉积类型来解释最合理，溃决洪水洪峰是形成多个韵律互层“旋回”的原因，一次溃决洪峰形成一个“旋回”，因此“旋回”的个数代表了溃决洪水的洪峰次数。由此可推断叠溪古堰塞湖早期大规模溃决事件中存在多个溃决洪水洪峰。
这些沉积特征对于解释研究区内的混杂堆积体具有重要的指导意义。研究发现，叠溪古滑坡堰塞湖至少发生过一次极其罕见的灾难性溃决洪水事件，并将坝体物质及其上游的湖相层物质和河床物质搬运至其下游段，形成大规模混杂堆积体。对于正常洪水而言，其流量和强度具有全流域一致的特点，因此，形成的堆积物剖面特征应该相同。而堰塞湖溃决洪水却不相同，在溃口处，溃决洪水的流量大、强度高，所形成的溃坝堆积体剖面无明显层理，砾石呈混杂堆积状态，杂乱无章，剖面中夹杂一些孤立块石，其特征类似于正常洪水堆积物。但随着溃决洪水不断向下游流动，其流量逐渐减小，强度也逐渐降低，形成的堆积体剖面的规律性也逐渐变得明显，如层理越来越明显，砾石粒径逐渐减小等。
由以上沉积特征可推断，叠溪地区的混杂堆积体是叠溪古滑坡堰塞湖溃决后在下游形成的溃坝堆积。
3 叠溪古滑坡堰塞湖溃决事件发生的年代为了确定叠溪古滑坡堰塞湖溃决事件发生的年代，经过野外调查，对溃坝堆积体各分段(上、中、下段)采取了3个光释光测年(OSL)样品，这些样品均采自堆积体剖面中的细砂层。取样时，首先将细砂层剖面表层挖掉至少20 cm，以保证样品新鲜；然后，用22 cm×6 cm(长×内径)钢管压入剖面取样，同时用遮阳伞挡光，以尽可能避光；最后，用锡箔纸将装满样品的样管两端密封，并用胶带密封好。采样位置及剖面如图 9所示。
样品委托核工业地质分析测试中心进行U、Th和K含量的测定，用于计算光释光样品的年龄，所用测试仪器为TAS-990F原子吸收分光光度计和ICP-MS质谱仪。在中国科学院地质与地球物理研究所进行等效剂量De的测量，所用仪器为Risϕ-TL/OSL-DA-15型释光测年仪，采用SAR(Single-Aliquot Regenerative-Dose)法[36]。光释光测年结果列于表 3。
| 样品编号 | 采样位置 | 经纬度/(°) | 高程/m | 岩性 | U/(μg/g) | Th/(μg/g) | K/% | 含水率/% | Gy/ka | Gy/ka | De (Gy) | 样品年龄/ka | |
| 纬度/N | 经度/E | ||||||||||||
| U1-QSBZ-1 | 上段 | 32.022 | 103.683 | 2 006.9 | 砂 | 1.83 | 6.23 | 1.10 | 0.22 | 0.05 | 2.03±0.10 | 42.40±6.01 | 20.9±3.1 |
| M2-CSC-1 | 中段 | 32.013 | 103.679 | 1 956.8 | 砂 | 1.49 | 5.69 | 0.96 | 0.34 | 0.18 | 1.90±0.09 | 51.78±4.64 | 27.3±2.8 |
| L1-NT-1 | 下段 | 32.008 | 103.678 | 1 946.9 | 砂 | 1.92 | 6.47 | 0.95 | 0.23 | 0.23 | 2.10±0.09 | 47.76±6.78 | 22.7±3.4 |
样品U1-QSBZ-1采自上段靠近溃口位置岷江左岸Ⅰ号堆积体剖面底部，采样位置高程约2 007 m，测年结果为(20.9±3.1)ka B.P.。样品M2-CSC-1和L1-NT-1分别采自岷江右岸中、下段Ⅲ、Ⅳ号堆积体剖面，采样点高程分别为1 957 m和1 947 m，测年结果分别为(27.3±2.8)ka B.P.和(22.7±3.4)ka B.P.。可看出，叠溪古滑坡堰塞湖溃坝堆积的形成年龄为(20.9±3.1)~(27.3±2.8)ka B.P.，表明叠溪古滑坡堰塞湖溃决事件发生的时间大约在27 ka B.P.，即晚更新世晚期。
由此可推断，叠溪古滑坡堰塞湖早期大规模溃决事件发生的时间应在晚更新世晚期(约27 ka B.P.)。此后，叠溪古堰塞湖经过了一个相当长的稳定期直至后期小规模溃决事件发生，并在滑坡坝体上游一侧形成了大范围的厚层湖相沉积物(图 2)。
4 结论通过野外调查，在四川省茂县叠溪河谷段叠溪古滑坡堰塞湖坝体下游地区发现了长约5 km的混杂堆积体，发现出露的混杂堆积体有5处。根据这些混杂堆积体的物质组成及结构和沉积特征，判定其为叠溪古滑坡堰塞湖溃决后形成的溃坝堆积，并得到以下结论：
(1) 岷江上游叠溪河谷段在地质历史时期发生了一次大型岩质山体古滑坡(崩塌)事件，并堵塞岷江形成一个特大型古堰塞湖，堰塞湖形成后在晚更新世晚期(约27 ka B.P.)发生了灾难性的溃决。目前，在叠溪古镇较场村—团结村一带仍保留了几处残留古滑坡坝体，分布在岷江两岸及现今堰塞湖中。
(2) 叠溪溃坝堆积体的岩性与上游古滑坡坝体组成物质基本相同，说明其组成物质很可能来源于上游坝体堆积物，坝体溃决后在下游快速堆积。这些堆积体具有叠瓦构造、孔洞构造、块状构造、杂基构造、支撑—叠置构造及韵律互层构造。整体上，该套溃坝堆积体的出露厚度从上游至下游逐渐变薄，砾石碎屑成分表现出由粗变细的变化趋势
(3) 岷江上游叠溪河谷段溃坝堆积体是由两种类型机制形成的，即高流态灾难性洪流及常态流和河流态，这些堆积体后来受到了岷江河流的改造影响。溃坝堆积体具有两大类沉积相——巨砾层相(Bcm)及砾石层相和砂层相(Gm、Gfm、GRm、Sh、St/Sp)，每个巨砾层相代表一个高流态沉积事件，而砾石层相和砂层相则是由脉动流沉积形成的。这两类沉积相之间不存在连续一致的继承性关系。根据沉积相的发育特征可以推断叠溪古滑坡堰塞湖至少发生过一次极其罕见的灾难性溃决洪水事件，并将坝体物质及其上游的湖相层物质和河床物质搬运至其下游段，形成大规模混杂堆积体。
(4) 综观沉积学中各类沉积类型，从沉积层理和分选程度可以划分为有序的和失序的，或有序、次有序和失序，但任何一种沉积类型都只能属于其中一种，而溃坝堆积在同一搬运介质条件下，在搬运和堆积过程中因动力和介质的变化，却在上游部位形成无序的混杂堆积，在中、下游形成次有序或有序的堆积体，这在其他堆积类型中是完全不会有的。
致谢 在进行野外考察时，中国地质大学(北京)工程技术学院的刘超、郭佩和石倩共同参与了野外样品采集、剖面测量和描绘等工作，郭佩、石倩协助完成了光释光测年实验，在此表示感谢。
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