根据三角洲平原上过渡带的存在, 将三角洲平原进一步划分为三角洲上平原(简称上平原)和三角洲下平原(简称下平原)。上平原指三角洲位于平均高水位以上的部分, 下平原指三角洲位于平均高水位与平均低水位之间的部分(图 1)。上平原通常比下平原广阔。下平原的宽度与海(湖)底坡度有关, 坡降越小, 其宽度越大。如果坡降为1/100, 平均水位波动幅度为5 m, 则下平原的宽度为500 m。因此, 当坡降大于1/100时, 下平原的宽度会很小, 可以认为不发育。

图1

Fig.1

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	图1 曲流河朵状三角洲沉积模式Fig.1 Depositional model of a meandering river lobate delta

对于古代三角洲沉积, 如何区分上、下平原?针对河流三角洲, 作者根据河道间沉积特征、沉积构造和结构等对两者进行了区分:

1)河道间沉积特征的差异。上、下平原分支河道的沉积特征是相似的, 但河道间沉积差异大。上平原的河道间, 主要发育湿地(Jin et al., 2009; 金振奎等, 2011), 因此垂向上, 分支河道砂岩主要与河道间暗色植物化石丰富的泥岩和煤互层伴生。至于下平原的河道间, 则分4种情况, 即海洋缓坡三角洲、海洋陡坡三角洲、湖泊缓坡三角洲和湖泊陡坡三角洲。

对于海洋缓坡三角洲, 下平原河道间就是潮间带, 以潮汐作用为主, 其沉积主要是泥岩与粉砂岩、细砂岩薄互层, 而且潮汐层理(即透镜状、波状、脉状层理)发育, 常见垂直虫孔, 可见穴居的瓣腮类化石等, 植物化石少见。因此, 垂向上表现为分支河道砂岩与潮间带沉积互层伴生。

对于海洋陡坡三角洲, 下平原河道间较陡, 以波浪和沿岸流作用为主, 形成沙滩, 可称“ 河间滩” , 其沉积为席状砂岩。平面上, 分支河道切割了河间滩。因此, 垂向上表现为分支河道砂岩主要与席状河间滩砂岩互层伴生, 前者具有向上变细的正旋回, 而后者垂向粒序不明显, 较均匀。河间滩向海过渡为三角洲前缘的席状滩(有人称席状砂)。

对于湖泊缓坡三角洲, 下平原河道间在雨季淹没、旱季暴露。淹没期间沉积薄层湖相泥岩, 暴露期间, 草本植物繁殖。因此其沉积为暗色贫植物化石与富植物化石的泥岩薄互层。垂向上, 表现为分支河道砂岩与这种泥岩互层伴生。

对于湖泊陡坡三角洲, 下平原河道间为河间滩, 与海洋陡坡三角洲相似, 垂向上表现为分支河道砂岩主要与席状河间滩砂岩互层伴生。

2)沉积构造有差异。下平原在淹没期间可受到波浪改造, 因此可见浪成波痕和浪成交错层理, 但上平原没有。对于海洋三角洲, 下平原可有潮汐作用形成的羽状层理, 上平原则没有。

3)结构方面有差异。下平原砂岩总体比上平原的细, 分选、磨圆则更好些。

总之, 三角洲上平原、下平原的区别可简单概括为:分支河道砂体与陆上沉积互层共生的为上平原, 与水下沉积互层共生的为下平原。在上平原、下平原难以区分的情况下, 可统称三角洲平原。

三角洲平原向陆过渡为正常河流环境, 向海(湖)过渡为三角洲前缘。三角洲平原与河流环境的边界可称上边界, 与三角洲前缘的边界可称下边界。

三角洲平原与相邻的河流冲积平原都属于陆上环境, 两者的沉积特征及面貌十分相似, 如何确定其上边界?这个问题看似简单, 实际上比较复杂, 尤其是对于古代三角洲。

一些教科书认为, 三角洲平原上边界位于河道大量分叉处(冯增昭, 1994; 姜在兴, 2008; 朱筱敏, 2008)。理论上确应如此, 但实际上却常常不是这样, 如密西西比河三角洲(图 2), 河道在三角洲平原上延伸很远后才开始大量分叉。这是由于随着三角洲向前推进, 早期分叉形成的一些分支河道被废弃、淤积充填而消失。只有对于形成不久的三角洲, 河道开始大量分叉处才是三角洲平原上边界。

图2

Fig.2

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	图2 美国密西西比河三角洲(鸟足状三角洲)卫星照片Fig.2 Satellite photo of Mississippi Delta (a bird-foot delta), USA

作者认为, 三角洲初始形成时海(湖)岸线的位置就是三角洲开始发育的边界, 也是三角洲平原的上边界。由于三角洲沉积速度远高于两侧的海(湖)岸部位, 会快速向前推进, 因此总体呈朵状突出。三角洲朵叶体的基线, 简称三角洲基线, 可代表三角洲的起始位置, 即三角洲平原的上边界。三角洲基线指三角洲平原与两侧海(湖)岸线交点的连线(图 3)。在编制古地理图时, 可用这种方法确定三角洲的分布范围。

图3

Fig.3

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	图3 三角洲基线示意图Fig.3 A sketch of delta baselines

这里有个问题需要讨论。在三角洲朵叶体向前推进的同时, 其两侧的海(湖)岸线也会随着不断沉积充填而向前推进, 因此, 朵叶体基线也是向前移动的(图 3)。那么, 早期三角洲平原的部位, 是归于河流冲积平原呢还是归为三角洲平原?即图3中, 梯形区域CEFD是归为河流冲积平原还是仍算作B期三角洲的平原?作者认为, 应归为河流冲积平原, 因为这时该部位已经位于河流冲积平原内部, 成为河流冲积平原的一部分。因此, 三角洲平原的上边界并非固定不变的, 而是随着海(湖)岸线的变动而变动的, 早期的三角洲平原区域后期可演变为河流冲积平原。

对于古代三角洲, 如何区分三角洲平原和正常的河流沉积?如何确定三角洲平原的上边界呢?作者根据岩石共生组合、特殊岩性、颜色等, 总结了如下识别标志:

1)根据岩石共生组合区分。与水下沉积频繁互层的陆上沉积通常是三角洲平原, 而河流沉积中一般见不到海相夹层或湖相夹层(河漫湖除外), 更见不到具有反旋回的三角洲前缘沉积。

2)根据砂岩含量区分。三角洲平原上河道数量一般远比相邻的河流冲积平原多, 而且改道频繁, 因此其沉积剖面上砂岩含量较高, 多在30%以上, 为“ 砂包泥” ; 而相应的河流冲积平原沉积中, 砂岩含量相对较低。尽管辫状河沉积中, 砂(砾)岩含量总体较高, 但与由其形成的三角洲平原相比还是较低些。对于曲流河, 则其砂岩含量多在30%以下, 为“ 泥包砂” 。

3)根据砂岩单层厚度和砂体宽度区分。由于三角洲平原上分支河道改道频繁, 不稳定, 因此其连续沉积的砂岩厚度普遍较小, 大部分在5 m以下; 而相应的河流连续沉积的砂岩厚度则较大, 多在5 m以上。此外, 河流进入三角洲平原后, 常常由1条河道变为多条河道, 由于河流流量守恒, 分支河道的宽度普遍小于河流的宽度。根据现代沉积, 分支河道砂体宽度多在300 m以下, 河流则多在300 m以上。

4)根据煤层分布区分。煤层发育的通常是三角洲平原, 因为三角洲平原是有利的聚煤环境, 常形成厚度较大(多在1 m以上)、横向分布稳定的煤层; 而河流环境中很少形成煤, 即使有, 也多呈鸡窝状, 横向分布不稳定, 厚度小(多小于1 m)。

5)根据泥岩颜色区分。三角洲平原是通过“ 填海(湖)” 形成的, 通常地势低平, 且接近地下潜水面, 因此地面多潮湿, 湿地发育, 沉积的泥岩有机质含量高, 通常呈还原色, 即使处于干旱气候区也如此, 如新疆焉耆博斯腾湖的开都河三角洲平原; 而河流泛滥平原沉积的泥岩, 则常常呈氧化色, 尤其是干旱气候区。因此, 氧化色泥岩更可能是河流沉积。

6)根据最大海(湖)泛期岸线的位置区分。三角洲刚开始形成时, 海(湖)岸线的位置就是三角洲平原的上边界, 之后, 随着三角洲不断进积, 海(湖)岸线不断后退, 因此对与其邻近的上覆三角洲平原沉积来说, 初始海(湖)岸线就是最大海(湖)泛期的岸线, 就是三角洲平原的上边界。垂向上, 位于该最大海(湖)泛面之上的地层通常先是三角洲前缘沉积, 之后是三角洲平原沉积。

三角洲平原下边界的确定相对容易些。对于现代海洋三角洲来说, 就是平均低潮线处; 对于现代湖泊三角洲来说, 就是平均枯水期湖岸线位置。

对于古代三角洲, 三角洲平原与前缘的区别标志主要如下:

1)砂体沉积序列不同。三角洲平原的骨架砂体是分支河道形成的, 具有正旋回, 且底部具有冲刷面。前缘的砂体是河口坝、席状砂形成的, 具有反旋回, 底部无冲刷面。

2)砂体形态不同。三角洲平原分支河道砂体呈条带状, 而三角洲前缘由于沿岸流的作用, 使河口坝和席状滩连片, 因此砂体通常呈席状(朵状、鸟嘴状三角洲)或舌状(鸟足状三角洲)。

3)岩石共生组合及化石类型不同。三角洲平原为水上沉积, 骨架砂体通常夹于陆上沉积的泥岩和煤中, 植物化石丰富。三角洲前缘处于水下, 通常夹于水下泥岩中, 常含水生动物化石, 常见浪成波痕和浪成交错层理。

4)沉积物粒度不同。三角洲平原砂体的粒度总体上比三角洲前缘的粗, 因为河流入海(湖)时, 由于水体的阻力, 流速大减, 搬运的沉积物变细, 如江西鄱阳湖赣江三角洲、内蒙古岱海三角洲。

对鄱阳湖赣江三角洲的研究发现, 三角洲平原上还发育2种前人未认识到的砂体类型— — 汊口滩和并口滩。汊口滩发育于河道分汊处(图1), 并口滩发育于河道合并处, 两者既不是边滩, 也不是心滩。汊口滩是由于分汊处的顶托作用, 使水流流速降低, 导致砂质沉积物在此堆积形成的; 并口滩是由于河道合并处水流因被遮挡而流速降低, 导致砂质沉积物在此堆积形成的(金振奎等, 2014; 李燕等, 2014)。

根据正常浪基面波动的特点, 进一步将三角洲前缘划分为内前缘和外前缘(图 1)。三角洲内前缘是“ 三角洲前缘位于平均低水位期的海(湖)平面之下、平均高水位期的正常浪基面之上的部分” 。三角洲外前缘是“ 三角洲位于平均高水位期与平均低水位期的正常浪基面之间的部分” 。

内、外前缘在沉积特征上的区别主要是粒度和泥质夹层的丰度。

内前缘无论在高水位期还是低水位期, 一直处于正常浪基面以上, 为持续动荡环境, 沉积物以滚动和跳跃搬运为主, 普遍较粗, 主要是砂岩甚至砾岩, 中、厚层状, 悬浮沉积不发育, 基本不含泥质夹层。

内前缘主要发育河口坝和席状滩(图 1), 鸟足状三角洲前缘还发育支流间湾。河口坝位于分支河道河口正前方, 是河流与波浪共同作用带, 河水靠惯性向前流动形成射流, 将沉积物向前搬运, 同时, 波浪也会作用在河口坝上, 对河口坝沉积物进行簸洗、改造。河口坝砂体在河口呈坝状向海(湖)延伸、突出, 底平顶凸, 通常较厚(多在1 m以上)。

席状滩(前人称席状砂)则位于河口坝之间, 只有波浪和沿岸流的作用, 无河流作用, 是沿岸流和波浪将河口坝的砂沿海(湖)岸搬运沉积形成的, 其砂体呈席状, 厚度通常比河口坝小, 地形上比河口坝低。

河口坝砂体与席状滩砂体是连在一起的, 两者仅有地形地貌上的差异。此外由于河口坝比席状滩沉积速度高, 因此更向海(湖)凸出。但如果三角洲前缘较陡、波浪和沿岸流较强, 则河口坝砂体和席状滩砂体混为一体, 地形地貌上不容易区分, 表现为一个统一的、较平整的沙滩, 可统称为“ 三角洲内前缘滩” 。渤海西岸的滦河三角洲就是这样。无论河口坝还是席状滩, 随着水体向海(湖)变深, 波浪能量减弱, 其沉积物是逐渐变细的。

外前缘处于正常浪基面波动带, 高水位时处于正常浪基面之下, 水底安静; 低水位时处于正常浪基面之上, 水底动荡, 因此属于间歇动荡环境。向海(湖)方向, 随着水体逐渐变深, 波浪作用逐渐变弱, 在浪基面处消失, 因此其沉积物也是逐渐变细, 泥质沉积越来越多, 砂质沉积越来越少, 通常表现为由薄层砂岩(主要是细砂岩)夹薄层暗色泥岩和粉砂岩过渡砂岩与暗色泥岩和粉砂岩薄互层。砂岩为动荡期沉积, 泥岩和粉砂岩为安静期悬浮沉积。

外前缘主要发育远砂坝和末梢席状滩。远砂坝是河口坝的延伸, 在低水位时期可受末端射流影响。末梢席状滩是席状滩的延伸, 仅在低水位时期受波浪影响。远砂坝和末梢席状滩沉积十分相似, 不易区分, 均为薄层砂岩夹暗色泥岩和粉砂岩, 可发育脉状层理; 或为砂岩与暗色泥岩和粉砂岩薄互层, 可发育波状层理。远砂坝仅在地形地貌上比末梢席状滩更向海(湖)凸出, 沉积物更厚。在不能区分开的情况下, 可统称“ 三角洲外前缘砂泥混合滩” 。

总体上, 三角洲前缘向海(湖)方向, 随着水体逐渐加深, 能量逐渐减弱, 沉积物逐渐变细。因此, 当三角洲向前进积时, 会形成向上变粗的反旋回, 这是三角洲前缘沉积的重要识别标志。

经典三角洲沉积模式中, 三角洲前缘发育水下分支河道, 其两侧发育水下天然堤。在前人编制的很多沉积相图中, 水下分支河道长几十千米甚至更长。近年, 金振奎和何苗(2011)根据模拟实验、现代沉积观察及理论分析, 认为三角洲前缘不发育水下分支河道。

金振奎和何苗(2011)认为, 所谓的“ 水下分支河道” 实际上是水位降低、水底暴露时, 水流下切形成的, 水位上升时又沉没于水下。弄清是否存在水下分支河道对正确恢复古地理环境、正确重建盆地演化史十分重要。如果存在水下分支河道, 那么水下沉积中出现分支河道沉积就很正常, 不意味着海(湖)平面有过变动。但如果不存在水下分支河道, 那么水下沉积中出现分支河道沉积就意味着海(湖)平面有过变动, 意味着海(湖)底暴露过。

在地质历史时期, 湖平面大幅度变化是频繁发生的, 如这些年鄱阳湖的湖平面就曾大幅度变化, 湖底广泛暴露。古代湖盆中央经常发育一些砂体, 很多人认为是重力流沉积。但根据金振奎等(2011)的观点, 这些砂体有可能是低水位期形成的河流或三角洲平原上的分支河道沉积。例如, 黄骅坳陷歧口凹陷中央部位沙一段夹于泥岩中的砂岩, 前人认为是深湖中的浊流沉积, 但笔者仔细研究相关岩心发现, 砂岩上、下的泥岩中常见大量植物茎叶化石, 而且砂岩具有向上变细的沉积序列, 而不是鲍马序列, 这说明湖底曾经暴露过, 其上的砂岩应为水上的分支河道砂岩。

支流间湾并不是在所有三角洲的前缘中都发育, 通常只发育鸟足状三角洲中, 如密西西比河三角洲。朵状、鸟嘴状三角洲中则没有支流间湾。

以河流沉积占主导地位的鸟足状三角洲中, 虽然河口附近的波浪和沿岸流依然会将河口坝的砂沿海(湖)岸侧向搬运一定距离, 在河口坝两侧形成一定范围的席状滩, 但由于分支河道和河口坝向前推进速度很快, 还未等波浪和沿岸流将砂搬运到河口之间海(湖)岸的每个角落, 就在分支河道之间形成了大大小小的海(湖)湾, 即支流间湾, 可简称“ 间湾” , 属于三角洲前缘的一个微相。一旦间湾形成, 其内波浪和沿岸流能量将大大减弱, 再也不能继续沿岸搬运、沉积砂质, 因此间湾的湾岸通常为泥质而非砂质。湾内其沉积主要是暗色泥岩夹薄层粉砂岩或细砂岩。薄层粉砂岩和细砂岩主要是洪水泛滥期由洪水搬运、沉积的。可见生物扰动和少量广盐性生物化石。由于间湾一般水体浅, 寿命短, 其沉积厚度一般不大, 多为几十厘米到几米。

间湾向陆与三角洲平原上的湿地相邻, 而且随着逐渐淤积填平, 最终演化为湿地。

间湾向海(湖)与前三角洲相邻, 横穿整个三角洲前缘。间湾位于内前缘的部分可称“ 内间湾” , 位于外前缘的部分可称“ 外间湾” 。内、外间湾本身的沉积特征很相似, 不易区分, 只是所处的部位不同而已。对于古代沉积, 不必进一步区分。

关于三角洲前缘与三角洲平原的分界, 即三角洲前缘上边界, 前面已阐述, 现讨论其下边界(与前三角洲的分界)的识别。

三角洲前缘与前三角洲的分界是平均低水位浪基面, 但对于古代地层, 如何区分三角洲前缘沉积与前三角洲沉积呢?作者总结了如下区别标志:

1)岩石类型不同。三角洲前缘沉积普遍较粗, 以砂岩为主, 而前三角洲则以泥岩和粉砂岩为主。

2)沉积序列不同。三角洲前缘沉积普遍发育反旋回, 测井曲线呈漏斗状, 而前三角洲沉积的旋回性不明显, 测井曲线呈小锯齿状或较平滑。

3)沉积构造不同。三角洲前缘沉积中交错层理、波痕等构造常见, 而前三角洲沉积中主要发育水平层理、韵律层理。

但是, 对于鸟足状三角洲, 三角洲前缘中发育支流间湾, 其沉积特征与前三角洲十分相似, 都以泥岩为主。两者如何区别?作者认为, 应主要靠岩石共生组合区分。支流间湾常逐渐淤积变为三角洲平原的湿地, 因此常与湿地沉积互层; 或者与三角洲内前缘沉积互层。而前三角洲沉积常与三角洲外前缘沉积或正常海(湖)沉积互层。此外, 支流间湾环境的水体通常较浅, 因此连续沉积的泥岩厚度不大, 多为几十厘米到几米; 而前三角洲环境的水体则较深, 连续沉积的泥岩厚度较大, 多为几米到十几米。

三角洲前缘向两侧过渡为正常的海(湖)滨岸。实际上, 三角洲前缘本身就是滨岸的一部分, 只不过这一部分位于三角洲范围之内而已, 两者的沉积特征十分相似。对于古代沉积, 如何区分三角洲前缘沉积与滨岸沉积?教科书中没有总结两者的差异。作者将识别标志总结如下:

1)根据岩石共生组合区分。三角洲前缘向陆侧为三角洲平原, 因此其沉积常与三角洲平原沉积互层共生, 而三角洲平原沉积中砂体富集, 呈条带状, 具有正旋回, 而且泥岩颜色普遍为还原色; 而滨岸向陆侧通常为泛滥平原(如渤海、东海海岸), 因此其沉积常与泛滥平原沉积互层共生, 而泛滥平原上河道稀少, 以泥岩、粉砂岩沉积为主, 而且泥岩颜色常常为氧化色, 尤其在气候干旱、半干旱的情况下。

2)根据化石类型区分。对于海洋, 滨岸沉积中常见正常海狭盐性生物化石, 如腕足类等, 而三角洲前缘为半咸水环境, 因此其沉积中不会含有这类化石。对于湖泊, 两者在化石种类方面就没有明显差异了。

3)根据砂体发育程度区分。在三角洲前缘中, 砂体普遍发育, 但有些海(湖)的滨岸, 由于远离河口, 沿岸流没能将砂质搬运过来, 因此是泥质的, 如大港地区的渤海海岸。

河水流入海(湖)时, 会以射流的形式靠惯性向前流动一段距离。对于海洋三角洲, 河水密度比海水小, 因此流入海洋的河水明显“ 漂浮” 上面(图 4)。河水在向前流动过程中, 会由于波浪、沿岸流、潮汐、洋流等作用而逐渐与海(湖)水混合, 形成混合带, 其宽度多为几千米到十几千米(图 4, 图5)。射流的末端大致是混合带的末端。

图4

Fig.4

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	图4 黄河三角洲的射流和混合带Fig.4 Jet streams and mixed belts of Yellow River Delta

图5

Fig.5

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	图5 密西西比河三角洲的混合带Fig.5 Mixing belt of Mississippi Delta

混合带内, 水体混浊, 其沉积物主要来自河口; 混合带外, 水体较清澈, 沉积物主要来自洋流或风。该混合带既包括三角洲前缘, 也包括前三角洲。作者认为, 可以混合带的外边界作为前三角洲与正常海(湖)的边界, 即前三角洲的下边界, 其上边界为与三角洲前缘的边界。但混合带的范围是随洪水的大小而波动的, 洪水大时, 其范围也大; 洪水小时, 其范围也小。因此, 可以取平均混合带外边界, 即大部分时期混合带的外边界, 作为前三角洲的下边界, 代表大部分时期河流影响能够波及的范围。

因此, 可将前三角洲定义为“ 三角洲位于三角洲前缘之外、平均混合带外缘以内的部分” 。前三角洲下边界的水深一般在风暴浪基面之上, 风暴浪和风暴流可将三角洲前缘的一些沉积物搬运到前三角洲中, 因此, 前三角洲中可有风暴沉积。对于湖泊三角洲来说, 前三角洲位于半深湖区; 对于海洋三角洲来说, 前三角洲位于内陆棚上。

前三角洲位于正常浪基面之下、风暴浪基面之上, 因此水底平时是安静低能的, 沉积物主要是悬浮搬运来的泥和粉砂。风暴天气, 风暴浪和风暴流可将三角洲前缘的一些砂搬运来。因此, 前三角洲沉积主要是暗色泥岩夹薄层粉砂岩甚至一些砂岩。薄层泥岩和粉砂岩通常是洪水期由水面射流悬浮搬运来的泥和粉砂沉积形成的, 粉砂比泥先沉积。一次洪水一般形成一个粉砂岩— 泥岩韵律, 多次洪水可形成多个韵律。因此, 韵律层理发育是前三角洲沉积的一个特点。无论泥岩还是粉砂岩, 通常都不纯, 泥岩多为含粉砂或粉砂质泥岩, 粉砂岩多为泥质粉砂岩。泥岩不纯, 是前三角洲泥岩与正常海(湖)泥岩的一个重要区别。至于前三角洲沉积中的薄层的砂岩(多为细砂岩), 则通常是风暴沉积。

前三角洲与位于其前方的正常海(湖)均属安静低能环境, 两者有何不同呢?

首先, 前三角洲的沉积速度远高于正常海(湖), 因此沉积物厚度比同期正常海(湖)的大, 通常形成泥岩楔, 地形坡度也比正常海(湖)底大。

其次, 对于海洋三角洲来说, 前三角洲水体属于淡水、海水混合带, 其盐度比正常海水低, 因此生物群落常不同, 主要为广盐性生物, 而其前方的正常海水主要为狭盐性的。对于湖泊三角洲来说, 大部分情况下没有盐度差异, 都是淡水(盐湖、咸水湖除外)。

在三角洲上, 从河口到前三角洲, 随水体变深沉积速度是逐渐降低的, 以三角洲前缘的沉积速度为最高, 前三角洲次之。地形坡度方面, 三角洲平原总体较平坦。至于三角洲前缘, 河口坝坝顶较平坦, 在其末端附近才开始变陡, 即内前缘总体较平坦, 外前缘较陡。前三角洲地形较陡, 到了正常海(湖), 地形又变平坦。因此, 三角洲从陆向海(湖), 地形总体上呈现缓— 陡— 缓的3段式, 分别形成顶积层、前积层和底积层, 其中顶积层由三角洲平原和内前缘沉积组成, 总体呈水平状; 前积层由外前缘和前三角洲沉积组成, 呈明显倾斜状; 底积层由海(湖)相沉积组成, 总体呈水平状。在地震剖面上, 这种3层结构形成“ S形或反S形” 反射, 其中顶积层形成顶部水平反射, 前积层形成倾斜的、呈叠瓦状的反射, 底积层形成底部水平反射(图 6)。这种三层结构包含2个坡折带, 即上部坡折带(由顶积层向前积层转换)和下部坡折带(由前积层向底积层转换), 其中上部坡折带附近(包含部分水平反射和叠瓦状反射顶部), 砂体最发育, 为内前缘河口坝和席状滩砂体; 而前积层中部为外前缘的砂岩、泥岩薄互层; 前积层下部为前三角洲的泥岩夹少量薄层砂岩、粉砂岩; 底积层则主要为正常的海(湖)泥岩(有些情况下, 可含滑塌浊积岩)。了解砂体这一分布规律对地震储集层预测十分重要, 以往很多研究者认为叠瓦状反射层中砂体富集, 但钻井揭示却以泥岩为主(图 6)。

图6

Fig.6

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	图6 山东省东营凹陷古近系湖泊三角洲Fig.6 Paleocene lake delta in Dongying sag, Shandong Province

对于古代地层, 如何区分前三角洲沉积与正常海(湖)沉积呢?作者认为, 可根据沉积物的类型、化石类型、岩石共生组合、地震反射特征等来识别。

1)沉积物类型不同。前三角洲沉积主要为暗色泥岩夹薄层粉砂岩, 泥岩多不纯; 而正常海(湖)沉积主要为暗色泥岩, 且质纯。

2)化石类型不同。对于海洋三角洲, 前三角洲为淡水与海水混合带, 盐度比正常海低, 因此其生物化石多为广盐性的腹足类、瓣腮类、介形虫等。而正常海沉积中为狭盐性的正常海化石, 如腕足类、苔藓虫、珊瑚、有孔虫等。

3)岩石共生组合不同。前三角洲与三角洲前缘相邻, 因此常与三角洲前缘沉积的砂岩等频繁互层共生, 连续沉积厚度不大, 多为几米到二十几米; 而正常海(湖)沉积多为巨厚(连续沉积几十米以上)泥岩, 基本见不到砂岩, 即使有, 也是重力流沉积(滑塌浊积岩)。

4)地震反射特征不同。前三角洲沉积常呈叠瓦状反射, 而正常海(湖)沉积则呈平行反射, 且连续性好。