断陷湖盆浅水三角洲沉积体系

叶 蕾，朱筱敏*，秦 祎，朱 茂

(1.中国石油大学(北京) 地球科学学院，北京 102249； 2.中国石油杭州地质研究院，浙江 杭州 310023)

0 引 言

浅水三角洲通常是指河流进入水体较浅、构造相对稳定的陆表海、台地或地形平缓、基底沉降缓慢的盆地时，在盆地缓坡堆积形成的扇形沉积体，是当今沉积学的研究热点[1-2]。浅水三角洲沉积在中国中、新生代广泛发育，已经成为岩性油气藏勘探开发的重要目标[3-6]。

目前,国内外学者对于海相沉积盆地和大型坳陷湖盆浅水三角洲的沉积特征和沉积模式等开展了系统研究[7-14]。国内关于浅水三角洲的研究最早起源于河南禹县二叠系下石盒子组[15]，先后在鄂尔多斯盆地[16-20]、渤海湾盆地[21-23]、松辽盆地[24-30]、四川盆地[31-32]、准噶尔盆地[33-34]、洞庭湖[35]、鄱阳湖[35-36]等发现典型坳陷湖盆浅水三角洲沉积。通常认为断陷湖盆构造活动强烈，不利于发育浅水三角洲，但是在断陷湖盆初始期、萎缩期、断-坳转化期，构造运动较弱，在盆地缓坡带，地形相对平坦，水体较浅，可容空间较小，在物源供给充足时可形成浅水三角洲[37-40]。 然而，对断陷湖盆浅水三角洲的形成条件、沉积特征和沉积模式等尚缺乏系统研究。

本文在广泛调研陆相断陷湖盆浅水三角洲研究成果的基础上，结合地质和地球物理资料，探讨了断陷湖盆浅水三角洲发育的地质背景和沉积特征，分析了其控制因素，总结了不同构造演化阶段形成的沉积模式，提出了断陷湖盆浅水三角洲的6种有效识别标志、5种控制因素和2种沉积模式，以期完善陆相断陷湖盆浅水三角洲沉积模式，加强在油气勘探开发中的应用。

1 研究进展

三角洲的研究历史悠久。公元前450年，古希腊历史学家Herodotus最早提出“三角洲”一词。后来，Gilbert通过研究美国更新世邦维尔湖(Bonneville Lake)，提出了经典的三角洲三层结构(顶积层、前积层和底积层)。随着三角洲研究的不断深入，前人发现吉尔伯特式(Gilbert)结构并非适用于所有三角洲。Fisk等在研究美国密西西比河三角洲时，发现三角洲也能在浅水环境形成，即浅水三角洲，并将河控三角洲划分为深水型和浅水型[7]。Donaldson通过对美国东部石炭纪陆表海沉积的研究，进一步完善了浅水三角洲的概念，强调水深对浅水三角洲沉积的控制作用[8]。Postma根据水体深度、河口沉积作用、潮汐及重力作用等对沉积物的影响程度，将低能盆地中河控三角洲分为浅水型和深水型两大类，区别出4种毯式(Shoal-water)浅水三角洲、4种吉尔伯特式浅水三角洲以及4种深水三角洲[9]。21世纪以来，国外学者对浅水三角洲的研究涉及形成机理、砂体构型、内部结构等多个方面[11-13]。Olariu等基于对墨西哥湾Booch三角洲的研究，提出浅水三角洲形成于水体较浅、地形平缓(无明显坡折)、构造缓慢沉降的沉积环境，认为同一时期发育多条不同规模的分流河道是其主要特征[13]。20世纪80年代起，中国学者开始关注浅水三角洲沉积，至20世纪90年代早期，相关研究多集中在含煤盆地，认为聚煤作用控制其砂体分布，同时强调浅水三角洲与经典吉尔伯特式浅水三角洲的差异[15-16,24]。20世纪90年代中后期，随着中国一批浅水三角洲含油气储层的陆续发现，浅水三角洲成为沉积学研究热点，前人主要通过研究中国东部陆相盆地，分析浅水三角洲的沉积特征、主控因素、砂体分布及油气储层特征等，认为浅水三角洲的沉积是湖平面升降变化、古气候、古地形、河流作用等多种因素共同控制的结果[17,21,25-26]。21世纪以来，国内学者先后开展松辽盆地、鄂尔多斯盆地、渤海湾盆地、塔里木盆地及准噶尔盆地等多个含油气盆地的研究，关注点从控制因素、形成背景、砂体形态等逐渐深入到沉积动力学、形成机理及条件、沉积模式及其与岩性油气藏的关系等，研究尺度也由宏观的定性描述细化到内部构型量化解剖的探讨[18,22,27-31]。近几年来，断陷湖盆浅水三角洲沉积开始成为新的研究热点，研究人员着重探讨浅水三角洲的发育规律、内部沉积结构[37-41]及构造、气候、基准面变化、物源供给对浅水三角洲砂体分布的控制作用[42-46]。

2 分类方案及沉积特征

2.1 分类方案

前人基于不同研究目的，对浅水三角洲进行了多种类型的划分(表1)，主要包括两大类分类方案。第一类分类方案强调供源体系(冲积扇、辫状河、曲流河或网状河)和三角洲前缘坡度。比如，目前国际上较为流行的Postma分类方案(图1)将低能盆地中的河控三角洲分为毯式和吉尔伯特式两大类共8种浅水三角洲端元[9]；在其基础上，中国学者强调供源体系的控制作用，邹才能等将湖盆浅水三角洲划分为浅水扇三角洲、浅水辫状河(或辫状平原)三角洲和浅水曲流河三角洲三大类，结合三角洲前缘坡度和古水深，共划分出6种成因-结构类型(图1)[18]，朱筱敏等进一步将其简化为浅水扇三角洲、浅水辫状河三角洲和浅水曲流河三角洲三大类(图1)[30]。第二类分类方案注重三角洲的砂体形态描述，将其划分为席状、坨状和枝状浅水三角洲3种类型[24-25]。

基于不同类型盆地的浅水三角洲研究，按照不同依据，前人提出了多种划分方案，目前还没有形成统一。针对不同地区的浅水三角洲研究，应当结合实际资料，谨慎借鉴。但是，各种分类方案都各具特色，且在实际研究中都有所应用，对浅水三角洲的研究发展起到了非常重要的推动作用[33-34，47-49]。

浅水三角洲沉积相带划分相对比较统一，主要以盆地水体深度(洪水线、枯水线、浪基面)为标准。前人参照三角洲的划分方案，将其划分为浅水三角洲平原、浅水三角洲前缘(内前缘、外前缘)、前浅水三角洲等3个亚相，对应于上三角洲平原、下三角洲平原和水下三角洲平原，进一步再划分为多个微相[50]。常年出露水面，处于洪水线以上的部分叫做浅水三角洲平原。枯水线至洪水线之间的部分叫做浅水三角洲内前缘，其以水下分流河道沉积为主，局部发育河口坝等，砂体较厚，连片性较好；浅水三角洲外前缘位于平均低水位线与正常浪基面之间，相带分异较完善，发育断续分布的分流河道、河口坝、席状砂、支流间湾等沉积，砂体相对变薄，平面多呈朵状、条带状分布。由于平缓的沉积地形，前浅水三角洲不甚发育。

2.2 沉积特征

2.2.1 浅水扇三角洲

在断陷湖盆初始期，湖盆水体较浅，在缓坡背景下可形成具有“近源、坡陡、水浅、粗粒、混杂”等特点的浅水扇三角洲，其地形较传统的扇三角洲更为平缓，但比其他两种类型的浅水三角洲更陡，多呈群体发育，如准噶尔盆地玛湖凹陷、沙湾凹陷下三叠统百口泉组[33,51-52]。浅水扇三角洲由冲积扇直接进入盆地供源，可以认为是冲积扇和湖泊的过渡沉积，在重力流、牵引流的共同作用下形成，其朵体面积相对较小，沉积物较粗，多为砂砾岩，结构成熟度普遍较低。

图1 浅水三角洲分类Fig.1 Classification of Shallow Water Deltas

浅水扇三角洲平原处于氧化—弱氧化环境下，沉积物多表现为杂色或褐色，发育层状结构的重力流和牵引流沉积，以泥石流沉积最为典型，沉积物快速卸载，发育块状构造，粒度混杂，巨砾至泥质均可见到(冲积扇特征)；分流河道(辫状河)及河道间均为牵引流沉积，由于间歇性洪水的作用，分流河道沉积粒度较粗，多为砂砾岩、砾岩，且泥质含量高；河道间为低能的水体环境，沉积物粒度较细，为泥岩—粉砂岩，发育水平层理、波状层理等。

浅水扇三角洲前缘处于弱氧化—还原环境下，沉积物多表现为灰色—灰绿色，主要发育牵引流沉积和次生重力流沉积，以碎屑流沉积为典型特征。沉积物多为砾石质，泥质含量明显降低，包括水下分流河道、水下分流河道间、席状砂等微相。冲积扇携带大量粗粒沉积物入湖后，受湖泊水体的顶托作用较小，水下分流河道以砂砾岩为主，局部夹薄层泥岩，整体泥质含量较低，可见复合正韵律序列，发育砾石叠瓦状构造、槽状交错层理、平行层理及冲刷面等沉积构造；水下分流河道间水体能量相对较弱，以互层的泥岩、粉砂质泥岩及细砂岩为主，沉积厚度较薄，分选较差，发育水平层理、波状层理和透镜状层理；扇体向湖盆中心推进时，前缘河口沉积物受到湖浪的淘洗改造再沉积，形成分选较好、成熟度较高的前缘席状砂，以含砾砂岩为主，泥质含量低，呈现明显的反粒序特征，发育低角度交错层理。

前浅水扇三角洲水体较深(低于浪基面)，多沉积灰黑色泥岩，与灰色较深水湖泥不易区分。

R2.5为2.5 m底部梯度电阻率图2 东营凹陷牛8井沙河街组二段浅水辫状河三角洲沉积Fig.2 Shallow Braided Delta Deposit of Member 2 of Shahejie Formation in Well Niu8 of Dongying Sag

2.2.2 浅水辫状河三角洲

在断陷湖盆萎缩期，盆缘坡度较缓，砂质底载荷供给充足，湖盆水体较浅，可形成浅水辫状河三角洲[18]，其往往发育于坡度较缓的盆地长轴端或短轴缓坡一侧。

浅水辫状河三角洲沉积距物源相对较近，沉积物相对较粗，因此，浅水辫河状三角洲平原主要发育含砾的中粗砂岩和泥炭沼泽沉积，夹有薄层煤层或煤线。浅水辫状河三角洲平原在准噶尔盆地侏罗系三工河组[33,42]、大港枣园油田枣南断块孔店组一段枣V油组[40]、焉耆盆地宝浪油田[41]、渤海湾盆地东营凹陷沙河街组二段[53](图2)均有发育，包括分流河道、河道间和泛滥平原沼泽3种微相类型。最为典型的分流河道是浅水辫状河三角洲平原的骨架砂体，常见泥砾、冲刷面等强水动力标志；河道间沉积物粒度相对较细，多为泥岩沉积；泛滥平原沼泽为地势低洼处相对稳定浅水环境沉积产物，以互层的暗色泥岩、炭质泥岩或薄煤层为特征，整体垂向上表现为向上粒度变细的间断沉积序列。

浅水辫状河三角洲前缘沉积包括水下分流河道、支流间湾、河口坝、远砂坝及席状砂等微相。水下分流河道相对发育，可见(复合)正韵律，具冲刷面，粒度较分流河道细(中粗砂、细砂岩)，沉积构造丰富，有槽状交错层理、平行层理、斜层理等；水下分流河道向湖盆中心不断推进，受湖浪、沿岸流的改造，发生不同程度的席状化，据其被改造程度的强弱可分为未席状化、弱席状化、中等席状化和强席状化等4种类型[42]。支流间湾沉积较细，多为粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、泥岩等，反映静水沉积。河口坝和远砂坝易受改造，难保存，以细、粉砂岩为主，反粒序，发育平行层理、槽状交错层理、透镜状层理及包卷层理。席状砂是前缘河口沉积物受湖浪影响，横向迁移形成的连片砂体，粉细砂岩与泥岩互层，分选较好。

前浅水辫状河三角洲以悬浮沉积为主，沉积水体较为稳定，岩性主要为含较深水化石的暗色泥岩，见水平层理。

2.2.3 浅水曲流河三角洲

远源、常年、限制性河道供源容易形成浅水曲流河三角洲，其以混合载荷或悬浮载荷为主，盆缘坡度平缓，河流入湖时能量减弱，发散成多条次级分流河道，形成几百至几千平方千米的三角洲[18]，如渤海湾盆地饶阳凹陷赵皇庄—肃宁地区沙河街组一段[54-55](图3)、苏北盆地高邮凹陷永安地区戴南组一段浅水三角洲[37]。

图件引自文献[55]图3 饶阳凹陷沙河街组一段浅水曲流河三角洲沉积Fig.3 Shallow Meandering Delta Deposits of Member 1 of Shahejie Formation in Raoyang Sag

浅水曲流河三角洲平原主要包括分流河道与河道间2个微相。分流河道粒度较细(中细砂岩、粉砂岩)，分选较好，发育间断正韵律，可见冲刷面和泥砾，沉积构造有大型槽状、楔状交错层理和斜层理，偶见一些平行层理；河道间主要充填泥岩、粉砂质泥岩，颜色多为氧化色[55]。

浅水曲流河三角洲前缘是三角洲平原在水下的延伸，分为内前缘和外前缘2个亚相。内前缘亚相又可细分为水下分流河道、沼泽、残留湖和支流间湾等4种微相。水下分流河道、支流间湾特征与浅水辫状河三角洲相似；沼泽、残留湖是洪水期发育的支流间湾在枯水期时受分流河道天然堤的围挡遗留下来的部分，其炭化植物碎屑含量高，生物钻孔发育。根据其受河水、波浪、湖流等改造作用的影响，外前缘亚相又可细分为水下分流河道、河口坝、席状砂和水道间等4种微相。水下分流河道和河口坝席状化明显，可见浪成波痕；席状砂多呈反旋回沉积，见小型低角度交错层理等；水道间为席状化水下分流河道之间的部分，以灰黑色泥岩为主，常见水平层理，动植物化石丰富，不易与湖泥区分。

前浅水曲流河三角洲位于整个三角洲向湖盆中央方向的末梢，以灰黑色泥岩为主，夹有薄层细粉砂岩，常见水平纹理和块状层理，动植物化石丰富，不易与较深水湖泥区分。

3 识别标志

3.1 岩性特征

3.1.1 泥岩具有过渡色

沉积岩的自生色是表征沉积环境(气候、水体性质)的重要标志，也能间接指示湖岸线的分布。在浅水三角洲沉积发育过程中，湖平面和水介质氧化-还原性的频繁升降变化，灰色、灰绿色等暗色泥岩常与紫红色、杂色泥岩频繁交互分布，这是浅水三角洲沉积的典型特征，反映了动荡的水体环境，湖平面频繁波动，形成间断性暴露和淹没。当前浅水三角洲处于浅湖时形成暗色泥岩，当水体变浅时，早期的泥质沉积物裸露在氧化环境中，形成氧化色泥岩，而杂色泥岩段为过渡期沉积。

3.1.2 砂泥岩频繁互层

浅水三角洲沉积的另一特点是砂泥岩的频繁互层。苏北盆地高邮凹陷古近系阜宁组浅水三角洲沉积中，砂岩厚度为40～90 cm，而泥岩厚度仅为10～30 cm，砂岩体积分数明显偏高，为70%～90%[46]。但渤海湾盆地渤中凹陷新近系浅水三角洲中，泥岩体积分数高达80%。

3.1.3 特殊矿物出现

浅水三角洲形成于弱氧化—弱还原的水体中，会发育环境指示矿物。比如，松辽盆地茂兴—敖南地区泉四段浅水三角洲岩芯中可见到代表弱还原环境的黄铁矿，在泥岩中多发现反映弱氧化环境的钙质结核[43]，同时煤岩也是浅水三角洲的识别依据之一。

3.2 沉积结构特征

断陷湖盆浅水三角洲沉积体系形成于河流与湖泊过渡的浅水环境，距物源较近，河流作用明显，三角洲平原的分流河道不断频繁分叉，向湖盆中心方向持续推进，在其前缘发育大量的水下分流河道，构建了浅水三角洲的骨架砂体。浅水三角洲的粒度概率累积曲线形态处于河道和三角洲分流河道之间，可体现为两段式和三段式，多反映为强水动力的牵引流沉积特征。沉积物以悬浮搬运为主，C-M图主要由PQ、QR和RS段组成，但随水动力的变化有所不同。例如，渤海湾盆地东营凹陷南缓坡沙二段辫状河浅水三角洲粒度概率累积曲线以跳跃次总体和悬浮次总体的两段式为主[图4(a)]，跳跃次总体累积百分比高(90%)，斜率大(62°)，悬浮次总体累积百分比较低(10%)，悬浮次总体与跳跃次总体的细截点较大，过渡带很窄，说明分选较好，从粒度分布来看，跳跃次总体始端点的粒径为-1 Φ，末端点的粒径为3 Φ左右，表明沉积物较粗，以含砾砂岩、粗砂岩及细砂岩为主，C-M图以PQ和QR段为主[图4(b)]，反映水动力较强，以牵引流为主，整体表现为浅水三角洲分流河道的沉积特征。

C为粒度概率累积曲线上颗粒含量1%处对应的粒径；M为粒度概率累积曲线上颗粒含量50%处对应的粒径(粒度中值)；Cr为最易做滚动搬运的颗粒直径；Cs为底部的最大搅动指数；Cu为底部的最小搅动指数；Ⅰ表示C>1 000 μm，M>200 μm；Ⅱ表示C>1 000 μm，100 μm1 000 μm，15 μm200 μm；Ⅴ表示C≤1 000 μm，100 μm1 000 μm，M≤15 μm图4 东营凹陷南缓坡沙河街组二段浅水辫状河三角洲砂岩粒度分析Fig.4 Grain Size Analyses of Shallow Braided Delta in Member 2 of Shahejie Formation in the Southern Gentle Slope of Dongying Sag

3.3 沉积构造特征

沉积构造直接受控于水动力条件的强弱、沉积速度、水流作用方式等，不同介质条件下发育的沉积构造各不相同。

层理主要包括具有较强流水形成的平行层理、楔状交错层理和槽状交错层理等，同时也包括湖浪成因的浪成沙纹交错层理等(图5)。层理可见到明显的河道下切形成的冲刷面、生物扰动、植物碎屑等沉积构造，代表能量强、浅而动荡的水体环境和较高的沉积堆积速率，水下支流间湾见生物钻孔、块状层理，表示相对较弱的水动力环境。此外，湖平面频繁变化波动，分流河道不断改道冲刷，可形成泥砾、泥岩碎屑，也是浅水三角洲沉积的重要标志。由于浅水三角洲沉积的地形平缓，湖平面波动频繁，使得沉积物迁移变化较大，具有明显的沉积间断，形成不连续的垂向沉积组合[20]。比如，渤海湾盆地东营凹陷沙河街组二段浅水三角洲沉积垂向上可见多个正韵律叠置[53]。

图5 饶阳凹陷沙河街组浅水三角洲典型沉积构造照片Fig.5 Photos of Typical Sedimentary Structures of Shallow Water Delta in Shahejie Formation of Raoyang Sag

3.4 测井曲线特征

测井曲线的自然伽马、自然电位响应特征可直接反映断陷湖盆浅水三角洲的沉积特征。浅水三角洲沉积的测井响应与河流相的箱形、钟形、指形曲线组合不同，自前浅水三角洲到浅水三角洲平原表现为平直泥岩基线(低能泥岩沉积)、低幅薄层漏斗形(河口坝沉积)、箱形或钟形(河道沉积)、低幅齿形(分流河道间沉积)的测井曲线形态组合。其中，分流河道、水下分流河道多表现为钟形和齿化的箱形；平原沼泽具有典型的低自然伽马、高电阻“双尖峰”特征；河口坝通常呈漏斗形；支流间湾的自然电位曲线相对低平，自然伽玛曲线呈中高值，电阻率曲线呈中低幅齿形；前浅水三角洲自然电位曲线呈平直泥岩基线特点[29,34,55]。

3.5 古生物特征

古生物特征可以反映古气候和古水深的变化。浅水三角洲沉积物中可见大量的滨浅湖浅水环境的生物化石组合。比如，渤海海域新近系明化镇组下段浅水三角洲沉积可见光面球藻、褶皱藻、小刺球藻等浅水生物组合，以及腹足类、双壳类、介形类等滨浅湖环境产物[22]；渤海湾盆地东营凹陷沙二段生物群落以博兴假玻璃介、椭圆拱星介、单刺华北介和卵形拱星介为主，反映滨浅湖沉积环境[38]；松辽盆地白垩系泉头组浅水三角洲发育大量陆生、水生植物及孢粉化石，表明古气候由干热向湿热转变[30]；松辽盆地茂兴—敖南地区泉四段浅水三角洲泥岩中可见植物叶片、植物根系及炭屑，同时在泥岩和粉砂质泥岩中局部可见双壳类化石，反映过渡的沉积环境特点[43]；苏北盆地高邮凹陷永安地区戴南组一段孢粉化石组合以裸子植物和被子植物为主，草木植物较少，反映温热潮湿的古气候[37]。

图6 饶阳凹陷地震剖面位置Fig.6 Positions of Seismic Sections in Raoyang Sag

3.6 地球物理特征

Es1为沙河街组一段，Ed3为东营组三段；图件引自文献[54]和[55]，有所修改图7 饶阳凹陷沙河街组一段地震反射结构剖面与解释剖面Fig.7 Seismic Reflection Structure Sections and Their Interpretations of Member 1 of Shahejie Formation in Raoyang Sag

浅水三角洲形成于缓坡背景，无明显的构造和沉积坡折，缺少吉尔伯特式经典三角洲的“三层结构”，前积角度较小，为0.1°～0.5°[30]。其地震反射类型主要有3种：叠瓦状前积(显性前积)、隐性前积、亚平行反射结构(图6、7)。水体相对较深时，沉积稍厚的前积层序表现为叠瓦状前积地震相，反映沉积时可容纳空间较大，水深为40～60 m，通常单期前积体规模较大，水下分流河道较长(大于10 km)，保存较完整；当水体变浅且湖盆规模逐渐变小时，叠瓦状前积逐渐演变为变振幅-弱振幅、不连续、亚平行的薄层反射，该类反射实际为小角度的前积反射，但由于地震分辨率的影响，往往难以识别，故将其定义为隐性前积地震相[54-56]，需通过振幅地层切片辅助识别，反映沉积时可容纳空间较小，水深一般不超过30 m，沉积体规模较小，分流河道频繁改道分叉，残留河道短而不连续，整体呈网状分布；理想状态下，当断陷湖盆持续萎缩，直至收缩消亡时，沉积时可容纳空间逐渐变小，在其缓坡带的沉积体系表现出由叠瓦状前积至隐性前积过渡带浅水三角洲，最终演变为陆相河流沉积。例如，苏北盆地高邮凹陷、渤海湾盆地饶阳凹陷和东营凹陷等断陷湖盆缓坡发育的浅水三角洲均具有上述特点。

4 控制因素

断陷湖盆浅水三角洲是多种地质因素耦合形成的产物，其形成与盆地构造背景、地形坡度、河口作用、湖盆水深、水体能量、气候和物源等众多地质条件有关。不同的构造演化阶段以及不同的构造部位，沉积的浅水三角洲也有所不同。朱筱敏等认为有利于大型浅水三角洲形成的条件可以归纳为：稳定沉降的古构造、盆广坡缓的古地形、频繁波动的湖平面、动荡极浅的古水深、干旱炎热的古气候、大河充足的古物源[30]。对于断陷湖盆而言，与坳陷湖盆浅水三角洲的形成条件基本相似，但对盆地的构造及地形要求更高。

4.1 古构造

稳定沉降的盆地构造是形成大型浅水三角洲的基本条件。对于断陷盆地，构造活动是控制盆地的地形坡度、供源体系和沉积充填的主要因素。断陷湖盆初始期，地形相对平缓，盆地缓坡断层活动弱，使河流携带大量不同粒级碎屑物质到达盆地内部，为浅水三角洲的形成提供了物源基础；断陷湖盆萎缩期，构造活动较弱，湖盆缓坡带较为宽阔平坦，此时浅水三角洲的沉积与坳陷湖盆类似。比如，苏北盆地高邮凹陷戴南组一段的浅水三角洲发育在断陷早期充填阶段，盆地缓坡基底地形较为平缓[37]；辽东湾坳陷新近系馆陶组浅水三角洲沉积期间，盆地处于以均匀热沉降为主的坳陷演化阶段，沉降速度缓慢[50]。

4.2 古地形

地形平缓和坡度较小(可小于1°)是浅水三角洲形成的有利条件之一[30]。受湖盆边界断层的影响，断陷湖盆河口盆底的坡度直接决定河口湖水的深度及浅水区的宽度。河口盆底坡度大时，河口湖水相对深，湖水对河流顶托作用强，河口沉积物快速卸载。反之，浅水环境的湖水对河流的顶托作用弱，对河流沉积物的改造作用小，河流携带沉积物进入宽泛广阔的浅水区，更易形成平缓的、河流作用明显的浅水三角洲。例如，现代Atchafalaya三角洲前缘分流主河道坡度小于0.1°，对应的沉积水深只有3 m[13]；松辽盆地葡萄花油层浅水三角洲的坡度甚至低至0.4°[28]；鄂尔多斯盆地二叠系山西组、下石盒子组浅水三角洲形成时的古地形坡度小于1°[17]。

4.3 古水体

浅水三角洲形成于盆地的浅水区，水体深度对其具有重要的控制作用。如何区分深水和浅水环境，目前尚无明确的定量标准。Postma认为浅水三角洲发育在数十米水深内，对于湖盆而言，在浪基面(一般为湖浪波长的1/2)之上的滨浅湖范围内，波浪受盆底地形影响大，定义为浅水区[9]。湖浪的大小程度与湖泊的规模相关，如美国密歇根湖最大波长约为30 m，中国青海湖及鄱阳湖波长约为15 m，一般陆相湖盆浅水三角洲沉积水深都不超过15 m[57]。

受季节和气候影响，湖平面频繁升降变化，由于断陷湖盆缓坡浅水三角洲沉积时基底平坦且坡度较缓，没有明显的坡折带，所以湖平面波动对其沉积影响较大，相同深度的水体变化在平面上展布范围很广，湖岸线摆动幅度较大且频繁，具有“湖岸线控砂”的特点，与正常三角洲的“坡折带控砂”[58-61]有所区别(图8)。湖平面短期小幅度波动时，湖岸线变化范围较小，湖岸线附近的三角洲砂体相对稳定。当湖水多次下降(上升)时，湖岸线向湖心(湖岸)方向迁移，发生频繁变化，河道穿过早期形成的三角洲迅速向湖中心方向延伸，在新湖岸线相对稳定的位置形成新的三角洲。湖平面的周期波动同时也影响湖盆的沉积充填展布，造成多期三角洲砂体叠置[51-52]。

图8 断陷湖盆缓坡浅水三角洲湖岸线位置与砂体分布模式Fig.8 Sand Body Distribution Model and Lake Shoreline Position of Shallow Water Delta in the Gentle Slope of Rifted Lacustrine Basin

湖平面上升时，水体变深，沉积时可容纳空间变大，水下分流河道发育，前缘沉积物容易被波浪改造形成广而薄的砂体；湖平面下降时，水体变浅，沉积时可容纳空间变小，河流频繁分叉改道，分流河道向盆地中央延伸数十千米或更远。通过水槽实验发现，在不同沉积阶段，湖浪和河道对三角洲朵叶的影响不同。洪水期前中期，朵状的湖浪改造型三角洲形成，而后期鸟嘴状的水道建设型三角洲形成；间洪期，河流和湖浪作用共同影响导致朵叶迅速扩大；枯水期，朵叶拓展缓慢，水道侵蚀作用较强，主要发育水道建设型三角洲[51]。比如，现代浅水湖泊鄱阳湖受气候影响，每年水位波动的幅度在30 m左右[57]，水位变化速率远大于沉积速率，使前期的沉积物遭受水道和湖泊的频繁改造。

此外，河流作用及其载荷类型也影响着浅水三角洲的形成。河水密度与湖水密度相差较大，或河水流量大时，水入湖后动能大，河口沉积物卸载量小，携带沉积物向盆地中央方向长距离搬运形成水下分流河道，形成的浅水三角洲坡度缓，厚度薄，延伸长，连片性好；河水密度与湖水密度相近时，河口沉积物快速卸载，形成的浅水三角洲坡度相对陡，分布更局限；河流以底载荷形式携带粗粒沉积物入湖后，河流能量的轻微降低就可导致粗粒沉积物迅速卸载，若携带悬浮载荷长距离进入湖盆内部，可形成长距离向湖盆中央延伸的浅水三角洲。

4.4 古气候

古气候控制着湖平面的变化和物源供给，从而控制浅水三角洲的发育类型、沉积相带及砂体形态。通常来说，干热和湿热条件下都能形成浅水三角洲，但目前大多数学者认为湿热气候下，母源区更容易发生风化作用，有利于形成大型浅水三角洲。比如，鄂尔多斯盆地下二叠统山西组、陇东地区三叠系延长组、准噶尔盆地侏罗系三工河组、川中地区须家河组五段—六段沉积的浅水三角洲均发育于湿热的古气候条件，以发育浅水辫状河三角洲为主，具有“小平原、大前缘”的特征；松辽盆地北部东区葡萄花油层[25,28]、三肇凹陷扶余油层[30]及渤海湾盆地东营凹陷牛庄洼陷沙二段浅水三角洲则发育于相对干热的气候条件[38]，发育较大平原和较小前缘，分流河道砂体呈条带状分布，具有垂向多期砂体叠置和厚度大的特征。

4.5 古物源

由于浅水三角洲形成时，断陷湖盆构造活动相对较弱，地形平缓，所以物源的数量、距离盆地远近、供应方式以及水体流量和流速控制了浅水三角洲的充填样式、砂体延伸距离和展布形态[33,40,48]。强能量、近源的河流入湖后，在河口处受湖浪的冲击改造较小，形成的分流河道延伸较远，携带沉积物进行长距离搬运，形成广而薄的朵叶体，河口坝易发生席状化，不易保存。比如，准噶尔盆地侏罗系八道湾组浅水辫状河三角洲为近源沉积，具有水下分流河道和前浅水三角洲泥交互沉积的特征[34,42]。远源的河流入湖后，能量较弱，携带的沉积物较细，河口坝相对发育，在河口处受波浪改造，横向延展性好，易形成浅水曲流河三角洲，如准噶尔盆地侏罗系三工河组发育的浅水河口坝型曲流河三角洲[33]。在断陷湖盆缓坡带，多源供给的浅水三角洲多向物源交汇，形成多期砂体垂向上互相叠置、横向上连片的特征，如渤海湾盆地东营凹陷牛庄洼陷沙河街组浅水三角洲、饶阳凹陷蠡县斜坡沙河街组浅水三角洲[38,54-55]。

5 沉积模式

对比坳陷湖盆发育的浅水三角洲，断陷湖盆浅水三角洲的发育受构造作用影响更大，在断陷湖盆初始期和萎缩期均可能形成浅水三角洲，其发育具有明显的阶段性和多变性，受基准面旋回和沉积体积分配影响较大，与沉积物补给通量及可容纳空间有着密切的相关性。

断陷湖盆初始期，地形相对平坦，水体较浅且波动频繁，物源供给快速且量多，沉积处于补偿或过补偿状态。由近岸向远岸，A/S值(可容纳空间增加速度与沉积物供应速度的比值)逐渐增加，入湖河流发生较强的垂积叠置和侧积迁移，河道砂体规模较大，浅水三角洲内前缘呈连续分布；在浅水三角洲外前缘沉积环境中，河道在向湖盆中央延伸过程中席状化程度增强，最终尖灭消失或形成砂坝沉积，席状砂平面砂体形态由毯状、坨状过渡为朵状、带状，砂体连通性变差，空间叠置样式由“拼合板型”向“迷宫型”、“孤立型”转变。比如，苏北盆地高邮凹陷永安地区戴南组一段浅水三角洲沉积[37]呈上述特点(图9)。

断陷湖盆萎缩期，水体较浅，物源供给充足，三角洲平面展布形态受控于A/S值的变化。在A/S值较小时，低位或湖退体系域中发育的三角洲受河流作用明显，平面上呈丝带状或鸟足状，水下分流河道快速推进到湖盆内部，不发育河口坝、席状砂，砂体横向变化快，单砂体厚度较大。在A/S值较大时，高位或湖进体系域中发育的三角洲受湖盆波浪影响，平面上多呈扇形、舌形或伞状，水下分流河道不太发育，携带的沉积物易卸载堆积形成河口坝，河道的席状化程度增强，河口坝和席状砂较发育，受湖浪改造作用影响，砂体表现为薄而广的特点[38-40]。比如，渤海湾盆地饶阳凹陷肃宁地区沙河街组一段浅水三角洲[55]呈上述特点(图10)。

图件引自文献[37]图9 高邮凹陷戴南组一段断陷湖盆初始期浅水三角洲沉积模式Fig.9 Sedimentary Model of Shallow Water Delta in the Initial Period of Rifted Lacustrine Basin in Member 1 of Dainan Formation, Gaoyou Sag

图10 饶阳凹陷沙河街组一段断陷湖盆萎缩期浅水三角洲沉积模式Fig.10 Sedimentary Model of Shallow Water Delta in the Atrophy Period of Rifted Lacustrine Basin in Member 1 of Shahejie Formation, Raoyang Sag

6 结 语

(1)按供源体系(冲积扇、辫状河、曲流河或网状河)将断陷湖盆浅水三角洲划分为浅水扇三角洲、浅水辫状河三角洲和浅水曲流河三角洲3种类型。根据水体深度(洪水线、枯水线、浪基面)将浅水三角洲划分为3个亚相：①浅水三角洲平原，以分流河道为骨架砂体，可发育薄层沼泽沉积；②浅水三角洲前缘(内前缘、外前缘)，以水下分流河道为骨架砂体，外前缘沉积易发生席状化，河口坝、远砂坝不甚发育；③前浅水三角洲，以悬浮沉积为主，沉积水体较为安静，主要沉积暗色泥岩。

(2)与正常三角洲不同，浅水三角洲发育于地形平缓、构造稳定的浅水环境，分布范围广，缺乏吉尔伯特式经典结构。陆源碎屑向湖推进距离较远，单期沉积厚度薄，侧向加积弱，河道频繁分叉改道，易发生席状化，河口坝不易保存。由于湖平面频繁波动，使得砂泥岩频繁互层，相带变化快，垂向上具沉积间断，表现为多个间断韵律叠加的特征，也可见浅水环境的特殊矿物和古生物等。通过综合分析岩性、沉积结构、沉积构造、测井曲线、古生物及地球物理特征等标志识别浅水三角洲。

(3)断陷湖盆浅水三角洲一般发育于断陷盆地的初始期和萎缩期，是多种地质因素耦合形成的产物，受古构造、古地形、古水体、古气候及古物源等因素控制，其中古构造和古地形的控制作用最为明显。其发育的有利条件为：稳定沉降的古构造、低缓平坦的古地形、频繁多变的湖平面、动荡极浅的古水深、干旱炎热的古气候、供给充足的古物源。

(4)断陷湖盆浅水三角洲的发育具有明显的阶段性和多变性，在断陷湖盆初始期和萎缩期的沉积模式有所不同：①断陷湖盆初始期，由近岸向远岸，A/S值逐渐增加，河道砂体规模变小，连通性变差，席状化程度增强，平面砂体形态由毯状、坨状过渡为朵状、带状；②断陷湖盆萎缩期，A/S值较小时，发育丝带状或鸟足状三角洲，水下分流河道推进速度快，砂体呈现窄而厚的特点，A/S值较大时，多发育扇形、舌形或伞状三角洲，水下分流河道易被改造，河口坝和席状砂非常发育，砂体呈现广而薄的特点。

(5)随着断陷湖盆浅水三角洲得到越来越多的关注和应用，断陷湖盆缓坡浅水三角洲形成发育的沉积背景和沉积特征、沉积模式、砂体构型以及与油气资源勘探开发的关系必将得到更加深入的研究。此外，浅水三角洲在多种类型的湖盆中均有发育，需要对比和探讨区分断陷湖盆与坳陷湖盆、前陆盆地浅水三角洲的异同点；借助水槽实验和数值模拟等方法，模拟浅水三角洲的沉积过程，探讨不同因素对其发育生长的控制作用，更为有效地指导油气资源的勘探开发。

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