滨岸带沉积物的搬运方向及运动轨迹严格受到水动力条件的支配, 因此滩坝的形成是水动力条件综合效应的结果。结合滨岸带的波浪机制, 关于沙坝的成因机制目前主要存在以下几种观点:亚重力波成因机制、破波点沙坝成因机制(或自组织模型机制)、冲浪成因机制、沿岸螺旋流成因机制。另外, 沿岸浪生流系统会对沙坝进行改造。

1.1.1 亚重力波成因机制

这种机制认为沙坝是在亚重力波的影响下形成, 包括冲浪振荡(surf beat)、约束长波(bound long wave)、边缘波(edge wave)等, 以驻波(standing wave)为特征(Carter et al., 1973)。沙坝形成于驻波的波节或波腹处:若沉积物以底床搬运的形式为主则在波节处沉积, 而当沉积物以悬浮搬运的形式为主时在波腹处沉积(Carter et al., 1973; Short, 1975)。这种机制很好地解释了滨岸带多列沙坝的现象, 并解释了沙坝间距随着离岸距离的增加而增加的现象(Carter et al., 1973; Short, 1975; Aagaard, 1990)。

但是, 亚重力波成因机制存在一些缺陷。首先, 亚重力波产生的水流流速远小于重力波和浪生流产生的水流流速; 另外, 这种模型的建立需要驻波波能集中在特定的波频段内, 而实际观测中的亚重力波是宽频的。因此, 亚重力波可能不是沙坝形成的主控因素。尽管起到了较好的解释效果, 这种机制并没有在室内水槽实验(Dally, 1987)或者现代滨岸沉积考察(Osborne and Greenwood, 1993; Houser and Greenwood, 2005)中得到很好的证实。

1.1.2 破浪或自组织成因机制

近年来, 解释沿岸沙坝成因的“ 破浪模型(breakpoint model)” 或“ 自组织模型(self-organizational model)” 得到了广泛的接受(Dyhr-Nielsen and Sorensen, 1970; Coco and Murry, 2007)。波浪在向岸传播的过程中, 至浪基面附近开始遇浅变形, 随着继续向岸传播, 水深愈小, 波高亦逐渐增大。当水深减小到一定范围时, 波陡值达到极限, 波浪开始倒卷和破碎, 形成破浪。一方面, 从遇浅波浪带传播而来的波浪, 向破浪带输送沉积物; 另一方面, 向岸方向波浪破碎之后, 还有可能再次形成振荡波, 并在破浪线向岸一侧形成环流。另外, 波浪向岸传播, 会形成离岸的补偿流(底流)。这样一来, 在破浪带中, 水从2个方向流向破浪线(汇流), 破浪带陆侧产生的离岸搬运与海(湖)侧的向岸搬运汇聚在一起, 沉积物在破浪线附近集中(Dyhr-Nielsen and Sorensen, 1970; Dally and Dean, 1984; Dally, 1987), 结果将在破浪带中形成沙坝, 坝后形成凹槽(图 1)。因此, 该模型认为, 破浪控制着沙坝的离岸位置、规模及其产生的水深范围, 是形成破浪沙坝的最重要的因素。沙坝的形成反过来又会反作用于破浪。早在1948年, Keulegan的研究发现, 沙坝增长并向陆迁移, 破浪位置也随之移动(Keulegan, 1948)。破浪沙坝总与破浪带相对应。

图1

Fig.1

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	图1 滨岸带水动力特征及滩坝微地貌的形成Fig.1 Hydrodynamic characteristics in nearshore zone and formation of corresponding beach-bar microrelief

破浪模型可简单表达为:沉积物从波浪对床底的扰动开始, 在向岸流与离岸流的作用下向破浪线聚集开始形成沙坝, 并在水动力、沉积物搬运、沙坝形态的相互反馈作用下生长, 最终在坝顶破浪处达到向岸搬运与离岸搬运的平衡(Houser and Greenwood, 2005), 在破浪线处形成沙坝, 坝后形成凹槽(槽谷)。在低坡度的滨岸带, 波浪在远岸坝处破碎后, 在较深的坝后凹槽中常常能够恢复而重新形成振荡波。重生波在碎浪带之前可能会发生第2次甚至第3次破碎, 形成内破浪带(图 1)(钱宁和万兆惠, 1991)。这样在滨岸带可能形成多列几乎与岸线平行的沙坝。这种模型已经在室内水槽实验与现代沉积观察中得到了证实。

1.1.3 冲浪成因机制

波浪破碎之后的最终归宿是变成冲浪, 形成“ 冲浪带” 或“ 冲流带” 。湖水借惯性力冲向岸边, 没有渗入沉积物中的水直接回头沿坡而下成为退浪或回流(backwash), 直至消失, 或与下一个冲浪相撞。在冲浪回流带, 冲流的搬运能力要强于退流(Masselink et al., 2005), 因此, 波浪有效地将较粗的沉积物搬运向岸。泥沙被向上带到上冲流达到的最高位置并在那里堆积下来, 形成沿岸线展布的沙坝, 称为沿岸坝(图 1)。沿岸坝的沉积物组成包括来自水盆地的沉积物, 还包括了原地的蚀余沉积物, 标志着上冲流搬运泥沙所能达到的最大高度。

因此, 按照沙坝发育位置的不同, 可建立不同水动力带与沙坝的对应分布模型。将发育在破浪带的沙坝称为远岸坝; 发育在碎浪带或内破浪带的沙坝称为近岸坝; 发育于冲浪回流带后方的沙坝称为沿岸坝(图 1)。在不同的水动力带, 所形成沙坝的形态、沉积特征以及生物组合等不甚相同。反过来, 依据滨岸带的滩坝特征也可为划分破浪带、碎浪带、冲浪回流带提供依据。

1.1.4 沿岸螺旋流成因机制

沙坝的螺旋流成因机制由Schwartz(2012)提出。Schwartz(2012)通过研究北美Michigan湖, 提出了在风浪低角度斜交岸线入射的情况下, 会产生沿岸方向前进的螺旋流(图 2)。根据波流性质的不同, 这种螺旋流由3部分组成:入射波产生的振荡流、风生沿岸流和破浪导致的沿岸流。在这种沙坝体系中, 受到平行岸线前进的螺旋流的控制, 沉积物发生发散与堆积:沉积物堆积形成沙坝, 沉积物发散形成坝间凹槽。在沙坝— 坝间凹槽微地貌中, 凹槽主要受沿岸流控制, 而沙坝则主要受波浪振荡流控制。从凹槽中线向坝顶沿岸流减弱、水质点轨道速度(振荡流)增强。在这样的条件下, 沉积物从凹槽中剥离, 向两侧搬运、爬坡形成沙坝, 因此在凹槽中以侵蚀作用为主, 粗碎屑集中甚至形成滞留沉积, 沙坝则主要由剥选出来的较细沉积物沉积而成, 最终形成了以侵蚀作用为主的凹槽和以沉积作用为主的沙坝。在这种机制中, 净输沙量是沿岸方向的, 坝顶处虽然主要受振荡流控制, 但也会受到沿岸流的影响。在现代滨岸沉积的考察中, 这种机制已被证实(Greenwood and Mittler, 1984; Greenwood and Osborne, 1991; Schwartz, 2012), 但将这种机制应用到古代沙坝的成因解释, 尚未见报道。

图2

Fig.2

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	图2 沙坝的沿岸螺旋流成因机制示意图(据Schwartz, 2012)Fig.2 Schematic diagram of longshore helical flow and formation of longshore bars(after Schwartz, 2012)

1.1.5 沿岸浪生流的改造作用

近岸带由波浪产生的流动在平面上的分布十分复杂, 除了直接由波浪产生的往复运动外, 还有2种控制水体运动的浪生流系统。它们是:(1)裂流与其伴生的沿岸流共同组成的环流系统, 和(2)向岸的斜射波所产生的沿岸流(Komar, 1976)(图 3-A, 3-B)。这2种浪生流系统通常同时存在。

图3

Fig.3

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	图3 近岸环流系统与斜射波浪及其对沙坝的改造(据Komar and Inman, 1970; Komar, 1976)Fig.3 Nearshore cell circulation system and oblique approaching wave and their modification of longshore bars(after Komar and Inman, 1970; Komar, 1976)

在波浪破碎之后由于近岸带地形的复杂性, 以及波高沿岸线方向不同而导致岸边增水的不一致性等原因, 会产生波能沿岸线方向的梯度, 这就形成了一种动力, 导致了平行岸线方向的水流运动, 这是起补偿作用的沿岸流。水流会在动力较弱的地点汇集向离岸方向流出, 形成裂流, 可以穿过破浪带并常作扇形扩散(Komar, 1976)(图 3-A)。裂流向离岸方向流失的水量由裂流之间来自破浪带的向岸方向缓慢的质量输送进行补偿。缓慢的质量输送、补偿沿岸流与裂流共同构成了近岸带的环流系统(Shepard and Inman, 1951)。裂流与伴随的沿岸流组成的环流系统能使滨岸带沉积物重新分配, 形成被裂流槽分开的、型式规则的沙坝和相应的尖角状岸线(Bowen and Inman, 1969; Komar, 1971)(图 3-C)。

当波浪斜交岸线传播, 也会产生与岸线几乎平行的沿岸流, 沿着沙坝— 沟槽系统流动(图 3-B)。沿岸流对于滨岸带泥沙输运也起着重要作用。当斜向波传到近岸带时, 裂流及其水道、沙坝就力图调整到与入射波峰平行排列的方向上, 发生沿岸迁移, 形成斜交岸线的沙坝(图 3-D)。

波浪产生后即向岸传播, 在传播至浪基面以浅的范围内, 波浪将发生一系列的变化, 依次为波浪遇浅、破浪、重生— 破碎、碎浪和冲浪(图 1)。根据沙坝的破浪成因机制, 沙坝形成于沉积物集中的破浪线与岸线, 而在波浪遇浅带、波浪重生带、冲浪回流带则主要发育滩, 在平面上, 滩主要以席状的形式包围于沙坝周围, 即坝间和坝外为滩。

波浪在浪基面之上就开始接触水底而发生遇浅变形, 并能起动沉积颗粒。处于中立点以内的颗粒受到波浪的作用, 水底沉积物会受到较强的向岸剪切力, 并向岸运动。在此过程中, 沉积颗粒受到剪切力而形成波痕。该带的沉积物主要是细的粉砂和砂, 并含有粉砂质泥的夹层, 发育波痕与浪成沙纹层理, 形成水下沙滩, 称为外沙滩。从中立点向岸线方向搬运的沉积物, 将进入破浪带附近形成破浪沙坝。坝后凹槽中的重生波浪具有类似的特征, 也将形成水下浅滩, 称为坝间滩。

在重生破浪带或碎浪带内, 由于波能的消耗, 再次形成的破浪或碎浪尺度有所减小, 所形成的沙坝与槽谷的地形起伏较小。另外, 波浪重生— 破碎带或碎浪带处于较浅的水深环境, 沙坝— 槽谷会随水面的变动而被修饰、夷平, 内沙坝(近岸坝)也可能会由于波浪尺度的变化而发生移动, 比处于较深水中的外沙坝(远岸坝)活动性大得多, 从而形成平坦的沙席, 演变成水下沙滩(坝间滩)。

在冲浪回流带内既有碎浪或涌浪借惯性力作用形成的进浪和减速回流, 又有湖平面的升高即风壅水面高度, 水动力作用强且复杂, 会对沉积物进行反复的冲洗。其中, 冲流克服摩擦力、重力, 将沉积物向上搬运; 回流克服摩擦力, 将沉积物向下搬运。该带内常形成沙滩, 尤其是在较平缓带, 可以形成较宽阔的沙滩, 称为沿岸滩。

除了滨岸带的滩沙之外, 波浪在传播过程中, 遇到水下隆起, 波能由于触底而衰减, 携带而来的沉积物将发生沉积, 并在波浪的作用下形成波纹, 也具有水下沙滩的特征。在东营凹陷中央隆起区沙四段(田继军和姜在兴, 2009)、惠民凹陷中央隆起区沙四段(张鑫和张金亮, 2009)解释出了这种成因的滩坝砂体。一般来说, 这些隆起相对远离物源区, 也可能形成碳酸盐岩沙滩(朱筱敏等, 1994; 杨剑萍等, 2010)。

3.1.1 碳酸盐岩滩坝

1974年, Williamson和Picard在对Uinta盆地Green River组进行研究时分辨出一个沙坝(壳灰岩或鲕粒)湖岸和受其保护的潟湖沉积环境, 首先提出了湖相碳酸盐岩滩坝沉积。碳酸盐岩滩坝主要受气候、物源区岩性、入湖河流及湖泊水动力条件等所控制, 多形成于气候温暖潮湿、湖水清澈、物源区为碳酸盐岩、陆源碎屑匮乏的比较安静的滨岸环境中(常德双等, 2004), 在盆地的缓坡地带、水下隆起处更易形成(谢天訚, 1989; 薛叔浩, 2002)。碳酸盐岩滩坝多以潟湖泥为沉积基底, 少部分为砂质滩坝(邬金华等, 1998), 主要由粒屑灰岩和生物碎屑灰岩组成。前者主要为内碎屑和鲕粒, 后者主要为藻屑、介形虫化石和螺壳灰岩。

粒屑灰岩滩坝通常由亮晶鲕粒灰岩、亮晶生物碎屑灰岩、藻丘灰岩、亮晶内碎屑灰岩或白云岩组成(Janson et al., 2007)。例如, 中国四川盆地东北部地区飞仙关组中普遍发育鲕粒滩和坝, 岩性主要为亮晶生屑鲕粒、亮晶鲕粒灰岩及含砾屑鲕粒灰岩(杨雨等, 2002); 碳酸盐岩滩坝在渤海湾盆地古近系的湖相沉积中也广泛存在(周自立和杜韫华, 1986; 郑清和信荃麟, 1987; 秦云龙, 1988; 杜韫华, 1990; 王冠民等, 2002)。王英华等(1993)在《中国湖相碳酸盐岩》一书中, 对湖相碳酸盐岩滩坝的沉积做了从成因到岩石微观分析的研究。

生物碎屑滩坝多形成在有利于生物的大量繁殖和碳酸盐岩形成的条件下, 往往是气候潮湿、陆源碎屑供应严重缺乏、水体加深或水体清澈的环境。当大量的生物碎屑堆积与碳酸盐岩沉积在一起, 可形成生物碎屑滩坝(陈世悦等, 2000), 其中生物含量大于50%(郑清和信荃麟, 1987)。朱筱敏等(1994)对断陷湖盆生物碎屑滩的岩性、古生物、电性、地震反射以及平面展布等各方面的沉积特征做了详细的描述, 并建立了相应的沉积模式。

3.1.2 陆源碎屑滩坝

根据沉积物粒度的不同, 陆源碎屑滩坝可以分为砂质滩坝与砾质滩坝。陆相湖泊多以陆源碎屑沙泥沉积为主, 这些陆源碎屑物质, 如(扇)三角洲等近岸浅水砂体、基岩等(杨勇强等, 2011), 为砂质滩坝的形成提供了物质基础。经由波浪和沿岸流的筛选, 在水动力、古地貌条件的控制下形成砂质滩坝。砂质滩坝非常普遍, 可发育于滨岸带、水下隆起区和潜山周缘等。如在世界各地的沿海地区, 发育大量的砂质滩坝(Tamura, 2012), 并可能形成优质沙滩(如澳大利亚黄金海岸、中国北戴河等); 内陆湖泊如鄱阳湖、青海湖(宋春晖等, 1999)等也发育有典型的砂质滩坝, 具有重要的科研价值。在古代沉积中砂质滩坝也广泛存在, 并可能形成潜力巨大的油气藏。例如在中国的渤海湾盆地, 其中东营凹陷沙四段(Jiang et al., 2011, 2014; 王永诗等, 2012)、车镇凹陷沙二段(邓宏文等, 2008; Deng et al., 2011)、沾化凹陷沙二段(赵宁等, 2010)、惠民凹陷(张鑫和张金亮, 2009; 田继军和姜在兴, 2012)、板桥凹陷(周丽清等, 1998)等均发现了典型的砂质滩坝油气藏。近年来, 在中国西部准噶尔盆地车排子地区, 也发现了典型的滩坝砂油气藏(向奎等, 2008; 赵东娜等, 2014)。

在岸线附近, 可能发育以砾石为主的滩坝。砾质滩坝相对砂质滩坝比较少见, 分布比较局限, 其发育需要3个重要条件:充足的物源供应、较强而持续的水动力条件和比较平缓的有利古地形。砾质滩坝的岩性为砾岩、含砾砂岩等。砾石往往大小混杂堆积, 分选较差, 但磨圆度较高(杨勇强等, 2011)。在中国的海南岛三亚湾地区以及周围地区普遍发育一种海岸海滩, 多分布在珊瑚岛礁和基岩后的波浪影响区或者珊瑚礁平台旁侧及后侧, 这里水动力条件强、波浪作用持久, 有利于砾质滩坝发育, 多为砂和砾石滩混杂堆积, 分选差但磨圆度高(毛龙江等, 2006), 是比较典型的砾质滩坝沉积地区。青海湖南北岸也发育典型的砾质滩(宋春晖等, 1999)。古代沉积如渤海湾盆地东营凹陷博兴洼陷沙四段时期, 在南部古岸线附近也识别出了典型的砾质滩坝(Jiang et al., 2011)。

依据滩坝发育的地理位置, 李秀华等(2001)划分为靠近湖岸边的近岸滩坝和断鼻构造侧翼或倾没部位的远岸滩坝。朱筱敏等(1994)根据物源供给条件、分布地理位置以及滩坝形成的水动力因素, 把陆相湖盆滩坝分成4种类型, 即湖岸线拐弯处滩坝(图 4-A)、水下古隆起处滩坝(图 4-B)、三角洲侧缘滩坝(图 4-C)和开阔浅湖滩坝(图 4-D), 并对上述4种类型滩坝的沉积特征、形成条件和沉积模式进行了总结分析。李丕龙(2003)、杨勇强等(2011)、田继军和姜在兴(2012)根据滩坝的平面位置、距湖岸线的远近以及成因特征将滩坝分为沿岸滩坝、近岸滩坝和远岸滩坝。由于古潜山周缘地区可能遭受波浪的冲刷和剥蚀, 因此古潜山周缘也可能发育滩坝沉积(赵宁等, 2010)。这些研究成果对滩坝勘探起到了很好的指导作用。

图4

Fig.4

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	图4 断陷湖盆滩坝沉积模式(据朱筱敏等, 1994)Fig.4 Beach-bar depositional model of faulted lacustrine basin(after Zhu et al., 1994)

在陆相盆地中, 大规模滩坝体系发育时期与盆地构造运动幕密切相关。断陷盆地滩坝体系最主要的发育时期是裂陷早期和断拗转换期, 在这2个时期内, 构造运动相对稳定, 断裂作用较弱, 古地貌相对平缓, 有利于滩坝砂的形成(林会喜等, 2010)。例如, 济阳坳陷陆源碎屑滩坝体系最为发育的2个时期, 就是出现在强烈裂陷的初期(沙四段上亚段沉积时期)和2次裂陷作用的转换期(沙二段上亚段沉积时期)(林会喜等, 2010)。

盆地的古构造特点及构造运动造就的古地貌对滩坝的形成和分布有重要影响(孙锡年等, 2003; 常德双等, 2004)。从宏观来看, 当湖盆处于微陷扩张期, 此时湖泊面积大、水体较浅, 湖底地形平坦, 滨浅湖区分布面积达到最大, 最有利于滩坝的发育和形成(孙锡年等, 2003)。Soreghan和Cohen(1996)对Tanganyika断陷湖盆滩坝现代沉积研究后认为, 在缓坡带滩坝砂体分布比较宽, 可达数十米甚至几百米, 但在陡坡带的滩坝分布最多为几十米, 这表明滩坝在湖泊缓坡带较为发育, 分布范围广(图 5), 而在陡坡带发育较差, 分布范围窄。另外, 盆地的微观古地貌特征, 对滩砂与坝砂发育控制明显不同(张宇等, 2005)。王延章等(2011)在前人研究的基础上将微观古地貌划分为3类9种, 认为不同的微观古地貌在不同的物源供给条件下对滩坝的发育具有不同的控制作用。整体上, 滩坝发育的有利部位多为水下低隆起、鼻状构造侧翼和构造坡折带。

图5

Fig.5

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	图5 东营凹陷西部滩坝砂体分布模式图(据田继军和姜在兴, 2012)Fig.5 Beach-bar distribution pattern of western Dongying Sag (after Tian and Jiang, 2012)

滩坝体系发育在开阔海(湖)盆滨岸地区, 对基底沉降和海(湖)平面变化导致的盆地可容纳空间变化反应灵敏(林会喜等, 2010)。岸线和浪基面共同决定了滩坝砂体的分布范围, 而岸线与浪基面的位置又会受到层序演化的控制而发生大幅度迁移。低位时期, 岸线和浪基面向湖盆中心大范围迁移, 可能导致滩坝砂体的大面积分布; 湖侵时期, 岸线和浪基面向陆迁移, 导致滩坝砂体向岸方向的摆动; 高位时期则以稳定为主, 滩坝砂体略向湖盆中心迁移(田继军和姜在兴, 2012)。以东营凹陷沙四段为例, 滩坝主要发育在低位体系域, 湖侵和高位滩坝较少发育, 高位体系域主要发育碳酸盐岩滩坝(图 5)。

层序演化对滩坝砂体分布的控制还体现在其对于物源区的影响。不同层序演化阶段, 物源区的变化影响沉积作用的发生。在低位期, 湖平面降低, 沉积范围退缩, 物源作用增强, 物源供给指数增大, 往往形成进积式砂体组合; 在高位期, 由于沉积范围扩大, 局部小物源的作用减弱或消失, 物源供给指数小, 并且遭受波浪作用的强烈破坏与改造。在物源作用与相对湖平面此消彼长的过程中, 在相对湖平面下降/上升的转换面附近, 即低可容纳空间控制的相对湖平面上升期间最有利于滩坝砂体的发育, 此时, 物源供给充分, 水动力条件也开始增强。

物源是控制沉积物的类型及其分布的基本因素之一, 是物质基础。对于二次搬运沉积而形成的滨浅湖滩坝, 其物源主要来自波浪对早期形成的沉积物的改造和二次分配, 因此物源的富集和贫乏对滩坝的形成起到决定性作用。在物源供应充足的情况下, 砂质滩坝非常发育, 而在物源供应匮乏处, 则常形成碳酸盐岩滩坝(图 6)。杨勇强等(2011)也根据物源区与滩坝关系, 建立了以物源为基础的滩坝分类方案, 将东营凹陷发育的滩坝分为2大类:富源型和贫源型。其中富源型可以分为基岩— 滩坝、正常三角洲— 滩坝和扇三角洲— 滩坝; 贫源型主要为碳酸盐岩滩坝。

图6

Fig.6

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	图6 湖盆沉积模式示意图(据姜在兴, 2010)Fig.6 Sketch map showing depositional model of lacustrine basin(after Jiang, 2010)

水深决定了水动力的分带, 在湖泊环境中形成了4个重要的界面:洪水面、枯水面、正常浪基面和风暴浪基面, 并据此将湖泊相分为了滨岸、浅湖和深湖3个亚相(姜在兴, 2010)。在正常浪基面之上的不同深度, 波浪的特征及其对沉积物搬运、沉积作用的影响亦不相同, 再次将滨岸亚相细分为临滨、前滨和湖岸沙丘(图 6)。滨岸环境位于浪基面之上, 是水动力作用强烈而复杂的地区, 是滩坝砂体发育的主要场所。准确划分浪基面的位置, 等于确定了滩坝在空间上潜在的发育范围。

由于脉动式构造运动及周期性气候影响造成的水深变化, 导致湖岸线也随之发生频繁的脉动式进退, 古岸线较大幅度的频繁摆动造成各期砂体层层叠置, 并导致滩坝向盆地内部进积尖灭, 或向盆地外侧退积萎缩。

另外, 古水深是碳酸盐岩滩坝发育的重要控制因素(王延章, 2011)。古水深控制了碳酸盐岩的产率。水体过浅碳酸盐岩保存的可容纳空间较小, 形成的碳酸盐岩不利于保存; 水体过深可能指示蒸发作用相对较弱, 碳酸盐产率明显下降。王延章(2011)通过对东营凹陷沙四上纯下亚段碳酸盐岩滩坝的研究, 认为在该地区碳酸盐岩的主要发育区间为3~32 m, 最大产率峰值对应的水深为24.5 m。

在盆地的迎风侧, 波浪在从深水区进入浅水区并逐渐向岸线的传播过程中, 从深水波变为浅水波, 会产生一系列的变化, 在浪基面以浅的范围内依次为波浪遇浅变形、破浪、波浪重生、重生波破碎、碎浪和冲浪(图 1)。在不同环境和不同水深区, 波浪的能量不同, 波浪特征及沉积物搬运过程、沉积作用也不同。比重、形状相似的沉积颗粒聚集, 在上述水动力带内, 形成滩、坝相间的格局。浅水区的沙坝在后期波浪要素发生改变的新波浪的影响下, 在形态上会做出相应的调整。这种沙坝的堆积由于水动力的不同具有明显的分带性。另外, 风浪的传播方向, 对滩坝的分布格局具有显著的控制作用。一般而言, 正向入射的波浪, 往往形成平行岸线的滩坝格局, 而斜交岸线入射的波浪, 沙坝则往往斜交岸线(图 3)。

由于岸线的不规则和水下地形的复杂形态, 会导致波浪折射, 进而引起波能的分散或集中。例如, 凸岸与脊岭状的微地貌使波向线向中间处集中, 而凹岸与峡谷状微地貌则使波向线向两侧分散; 波能在幅聚处集中并迅速消耗, 而在幅散处波能分散。因此在凸岸、正向构造单元周围与斜坡单元的迎风面一般为波浪运动能量突然减弱的消能带, 是滩坝发育的有利场所, 有利于厚层坝砂体的发育, 而凹岸带与负向构造单元水动力能量相对较低, 形成滩砂体的可能性较大, 这种波浪能量的差异导致了滩坝沿岸方向上的微相分异。而在等深线平行且岸线顺直的滨岸带, 不同的水动力带与岸线接近平行, 往往形成平行于岸线的条带状滩坝。

上述讨论的各控制因素并非单独起作用, 水动力条件、物源的供给、古地貌形态和相对湖平面的旋回变化共同作用控制了滩坝的发育, 可以概括为是“ 风(风浪)-源(物源)-盆(盆地演化)” 系统控制滩坝。其中, 波浪是滩坝形成的动力, 风的作用形成波浪, 波浪的水动力分带控制滩坝砂体的分布格局。物源是形成滩坝的物质基础, 物源的强弱、方位会影响滩坝平面上的分布特征与沉积模式。盆地演化过程中古地貌与古水深决定了滩坝发育位置与范围。平面上, 宏观古地貌控制了滩坝砂体的横向展布, 微观古地貌影响了局部的水动力能量变化, 鼻状构造侧翼和水下古隆起发育区水体较浅, 多发育坡折带, 有利于湖浪改造或沉积滩坝砂体, 控制了局部砂体展布。整体上, 迎风面、缓坡带、正向地形、物源充足、并且处于湖平面低位-水进转换阶段时, 容易形成面积大、厚度大的滩坝砂体。而在物源供应不足、水动力条件较弱的地区, 可以形成广泛分布的碳酸盐岩滩坝。

滩坝沉积是“ 风(风浪)-源(物源)-盆(盆地演化)” 系统控制下的产物, 一定程度上记录了其形成时的古地理条件。大规模发育的滩坝往往指示了构造稳定的缓坡带、浅水环境和强波浪动力条件, 滩坝砂体的发育程度与垂向叠置关系还可以指导层序划分, 判断湖面的动荡情况。陆源碎屑滩坝大量发育指示周缘大量陆源碎屑的供应, 而碳酸盐岩滩坝则指示气候温暖潮湿、湖水清澈、物源区为碳酸盐岩或陆源碎屑匮乏的比较安静的滨岸环境。

在古气候的研究中, 有关古风场的研究较为薄弱, 主要是由于研究手段匮乏, 难于挖掘保存有古大气流场信息的地质资料(刘立安和姜在兴, 2011)。作为风浪作用的产物, 滩坝沉积可以记录其形成时的古波况乃至古风场。滩坝类型之一— — 沙嘴通常发育在湖(海)的凸岸, 其延伸方向一般和泥沙纵向运动方向保持一致, 受古水流控制。在开阔湖泊风驱水流的作用下, 沙嘴的延伸方向可以反映其形成时的古风向(Krist and Schaetzl, 2001)。滩坝沉积中保存有大量的波痕, 准确提取出单纯由风浪作用形成的波痕, 可以根据这类波痕的波脊走向垂直于风向的特点重建古风向(Pochat et al., 2005)。砾质滩坝中成叠瓦状排列的砾石, 是由碎屑颗粒在风浪作用下选择性移动造成的, 这种结构也可以为古风向的重建提供信息(Tanner, 1996)。

除了定性的恢复, 滩坝沉积物具有定量恢复古波况乃至古风场的潜力:(1)通过波浪作用于沉积物而形成的波痕参数(主要是波高、波长), 结合构成沉积颗粒的粒度、密度等其他参数, 可以计算形成这些波痕的临界波浪条件(Tanner, 1971; Allen, 1984; Durpe, 1984; Diem, 1985), 进而可以结合风浪关系, 求得形成这些波浪的古风力; (2)通过分析岸线附近发育的砾质滩中的砾石大小分布特征, 可以计算搬运某颗砾石所需要的临界波浪条件, 进而根据风浪关系可求得形成这些波浪的古风力(BPT技术)(Adams, 2003, 2004); (3)破浪带沙坝的发育受到破浪的严格控制, 其厚度和规模与破浪大小具有严格的对应关系, 通过破浪带沙坝的厚度可以定量恢复其形成的破浪大小, 进而也可以恢复古风力。

油气勘探和开发实践表明, 滩坝砂具有物性好、生储盖组合好、近油源的地质特征, 因此常能形成较大规模的油气田(朱筱敏等, 1994; 赵澄林等, 1999; 孙锡年等, 2003), 是中国含油气盆地中重要的储集类型之一, 已经发现了相当数量的含油气滩坝砂体, 从而成为近期以及未来重要的油气勘探目标。目前, 形成于盆地断陷期的开阔浅湖滩坝储集体和形成于盆地断拗期的水下古隆起处的滩坝储集体已成为重要的产油气层。

研究表明, 滩坝砂体经波浪的淘洗筛选, 成熟度较高, 泥质含量小, 中砂岩和细砂岩常见。尤其是坝砂体, 由于单砂层厚, 粒度适中, 原生孔隙丰富, 加上溶蚀作用产生的次生孔隙可能提高渗透率, 是很好的油气储集层。张金亮(1995)通过对东营凹陷河间油田的研究, 叙述了砂体的含油性和沉积旋回特征, 指出滩坝的层序特征并分析了滩坝油气藏的成藏特征。周丽清等(1998)对黄骅坳陷板桥凹陷的沙河街组滩坝砂体进行了沉积特征、层序特征和储集层物性的分析。

但滩坝砂体横向变化快, 砂泥频繁互层。孙锡年等(2003)通过对东营凹陷西部沙四段的油气成藏条件分析, 指出物性好且单层具有一定的厚度的坝砂具有较好的成藏性, 滩砂分布虽广, 但单层延伸较近、横向上连通性差, 对成藏不利。曾发富等(1998)也对滩坝砂体从层内非均质、层间非均质、平面非均质做了深入的分析, 描述了滩坝不同微相储集层的特点。

滩坝砂体常形成地层— 岩性油气藏。常德双等(2004)在研究大港探区湖泊浅水滩、坝油气藏时, 认为浅水滩、坝容易形成岩性尖灭油气藏、透镜体油气藏和地层超覆油气藏。陶宗普(2006)总结博兴洼陷高89井区, 把圈闭类型也分为4类:(1)断席状圈闭; (2)上倾尖灭型圈闭; (3)低幅度构造型圈闭; (4)凸镜体型圈闭。

陆相湖泊碳酸盐岩滩坝多与陆源碎屑沉积相伴生。虽然大多数陆相湖泊为淡水— 半咸水湖泊, 主要以陆源碎屑沉积为主, 但也有碳酸盐沉积, 并且主要以滩坝形式出现。盆地的缓坡、水下古隆起和湖湾地区是碳酸盐岩发育的主要场所。陆相碳酸盐岩滩坝主要为颗粒灰岩, 如介形类灰岩、螺灰岩、藻灰岩和鲕粒灰岩等。这些颗粒灰岩发育的地区, 由于陆源碎屑少、湖水清, 加之波浪的筛选作用, 一般具有较高的孔隙度和渗透率, 有很好的油气储集条件。碳酸盐岩滩坝的周围往往相变为细粒的泥质岩类或灰泥沉积, 因此, 最容易形成透镜状岩性油气藏或岩性-构造油气藏。特别是发育于水体广而浅的水进体系域时期的碳酸盐岩滩坝, 面积大、烃源岩发育, 具备良好的油气聚集条件。