三角洲是河流携载陆源碎屑沉积物进入沉积盆地后形成的沉积单元, 其凸出于岸线、部分位于水上、部分位于水下。三角洲的发育受控于供源体系、搬运通道、沉积物类型及供给通量、河口区水动力体系及地貌特征、海(湖)平面升降、盆地边缘地形坡度与水体深浅、盆地构造沉降演化周期等多种地质因素。三角洲的研究历史悠久, 可以追溯到2500年前。对于三角洲类型的划分, 目前主要根据河流汇入的盆地水体类型, 将三角洲分为海洋三角洲与湖泊三角洲; 基于河口区水动力主导作用, 将三角洲划分为河控三角洲、浪控三角洲和潮控三角洲; 基于物源供给系统和沉积物粒度, 将三角洲划分为扇三角洲、辫状河三角洲和正常三角洲; 基于陆架位置, 又可将三角洲分为湾头、内陆架、外陆架及陆架边缘三角洲等(朱筱敏等, 2013a; 朱筱敏, 2020)。

Fisk等(1954)在研究密西西比河现代三角洲时提出了浅水环境形成三角洲的认识, 并将河控三角洲分为深水型三角洲与浅水型三角洲。Donaldson(1974)在研究美国阿巴拉契亚山脉石炭纪陆表海时进一步阐明了浅水三角洲的概念、发育条件、沉积特征和时空分布, 将浅水三角洲划分为上三角洲平原、下三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲4个亚相。Postma(1990)根据盆地水深、河道注水速率、沉积负载类型等因素, 将低能盆地三角洲划分为浅水三角洲(shallow-water delta, 沉积水深数十米之内)和深水三角洲2个大类, 并识别出4种毯式浅水三角洲、4种吉尔伯特式浅水三角洲(图 1)以及4种深水三角洲端元。

图 1

Fig.1

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	图 1 浅水三角洲分类(据Postma, 1990; 邹才能等, 2008; 朱筱敏等, 2013a)Fig.1 Classification of shallow-water deltas(after Postma, 1990; Zou et al., 2008; Zhu et al., 2013a)

Olariu和Bhattacharya(2006)、Olariu等(2012)通过对古代三角洲和全球典型现代三角洲的对比分析, 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中, 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, 指出河控型浅水三角洲前缘常发育不同规模的末端分流河道砂体, 延伸距离为100~300 m, 厚度为1~3 m。

20世纪80— 90年代, 中国学者开始关注浅水三角洲沉积, 主要研究含煤盆地浅水三角洲沉积特征、形成机制及其与聚煤环境之间的关系(龚绍礼, 1986; 郭英海等, 1995; 李增学等, 1995)。自20世纪90年代中后期以来, 特别是进入21世纪后, 在浅水三角洲沉积中发现了丰富的油气资源, 这引起了国内学者的广泛关注, 并对多种类型陆相含油气盆地浅水三角洲的沉积特征、发育背景、沉积模式、砂体形态、形成机理、控制因素和储集层特征及其与岩性油气藏的关系等开展了系统研究(楼章华等, 1999; 代黎明等, 2007; 王建功等, 2007; 邹才能等, 2008; 王立武, 2012; 李元昊等, 2013; 李洋等, 2013; 朱永进等, 2013; 朱筱敏等, 2013b, 2013c; 曾洪流等, 2015; Zhu et al., 2016, 2017a, 2017b; 叶蕾等, 2018, 2020; Chen et al., 2020; 袁丙龙等, 2020; 刘翰林等, 2021; Qin et al., 2021), 认为陆相湖盆浅水三角洲通常形成于构造相对稳定、地形平缓、盆地整体缓慢沉降、水体较浅、古气候适宜、湖平面频繁多变、物源充足的环境, 湖盆可具有敞流特征。浅水三角洲的主要特点是分流河道砂体为骨架砂体, 河口坝沉积易受改造、发育程度差, 单砂体厚度小, 复合砂体厚度大, 分布面积广(张昌民等, 2010; 刘诗奇等, 2012; 朱筱敏等, 2013a; 刘自亮等, 2015; 袁选俊等, 2021)。

浅水三角洲不仅可发育在陆相坳陷盆地, 也可在断陷湖盆初始期、萎缩期和断— 拗转化期发育。不同地质背景下盆地可容空间产生速率存在差异, 且受构造运动和湖平面变化的共同控制(Catuneanu and Zecchin, 2013), 据此可将盆地分为低可容空间盆地和可容空间快速增加型盆地(Allen and Fielding, 2007; Spengler and Read, 2010; Aschoff and Steel, 2011)。当盆地基底平坦、沉降缓慢(如克拉通热沉降盆地、大型坳陷盆地)、沉积物供应充足、构造活动较弱时, 盆地基准面与沉积界面大范围内基本一致或略高于沉积界面, 形成低可容空间盆地。低可容空间盆地由于与区域广泛分布的砂岩储层及厚煤层存在潜在联系而受到越来越多学者的关注, 当前研究内容主要集中于低可容空间背景下层序样式、沉积物特征、砂体组合样式、三角洲沉积演化及其控制因素等方面(Fielding et al., 2006; Joeckel et al., 2007; 鲁静等, 2012; Peng et al., 2022)。

低可容空间盆地地形平缓, 难以识别出坡折带, 发育非增生型层序类型和两分层序样式(Helland-Hansen and Martinsen, 1996; 付超等, 2022), 缺少重力流发育的条件, 流体类型多为牵引流(Zecchin and Catuneanu, 2017)。受地形和湖平面的共同作用, 低可容空间下易形成高速迁移(每年数十千米)、薄而广(厚度为几米, 延伸数十千米)、垂向相变快的“ 伸缩式” 三角洲(Olariu et al., 2021)。低可容空间盆地坡度缓(多小于1° ), 湖平面易发生频繁波动, 且受其波动影响的平面范围大, 因而能有效地控制浅水三角洲前积体的分布范围。同时, 湖平面的升降亦影响浅水三角洲内部的几何样式, 如鄱阳湖赣江三角洲是典型的低可容空间浅水三角洲, 洪水期和枯水期面积相差4500 km²以上(金振奎等, 2014), 在低位进积域时, 主要发育菱形坝, 道坝比较小, 而在高位域时主要发育指状沙坝和沿岸沙坝, 道坝比较大(付超等, 2022)。

现今浅水三角洲研究注重现代沉积解剖、层序地层格架与浅水三角洲沉积模式、三角洲不同成因类型砂体构型分析、低可容空间三角洲砂体接触关系和时空分布以及三角洲沉积滨线迁移、坡折带与岩性油气藏关系等, 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。依据现代浅水三角洲沉积过程数值模拟研究, 建立了坳陷和断陷盆地内具有不同前缘形态特征的浅水曲流河三角洲沉积模式(Lemons and Chan, 1999; 楼章华等, 1999; Wellner, 2005; Keumsuk et al., 2007; Nichols and Fisher, 2007; 张昌民等, 2010; 冯文杰等, 2017; 吴胜和等, 2019; 王夏斌等, 2020)。

浅水三角洲是国际沉积学研究热点和油气勘探开发的重要对象, 应该在了解浅水三角洲形成地质背景和沉积特征的基础上, 加强坳陷和断陷湖盆浅水三角洲形成动力学过程、不同类型浅水三角洲沉积序列特征、浅水三角洲不同亚微相砂体形态和发育规律、浅水三角洲形成过程模拟、储层发育特征及其与油气勘探开发关系的研究, 尤其是低可容空间下形成的、广泛分布的浅水三角洲砂体的沉积特征和形成机制研究, 并建立能够指导陆相湖盆浅水三角洲大面积砂体岩性油气藏勘探开发的沉积模式。

自20世纪90年代以来, 浅水三角洲研究主要关注形成机制、沉积模式、砂体形态及控制因素等, 认为构造活动与古地形、湖平面升降变化、古气候与古水深、河流作用等对浅水三角洲的沉积特征具有重要的控制作用。简言之, 较为稳定的构造沉降、面积广且低缓平坦的古地形、浅而动荡的古水体环境和充沛的砂质底载荷河流供源等, 有利于浅水三角洲发育(邹才能等, 2008; 朱筱敏等, 2013a; Zhu et al., 2017a, 2017b)。如松辽盆地白垩系基底稳定沉降、盆广坡缓, 古气候干热、古温度可达37℃, 母源区物理风化作用强烈并形成大量碎屑物质, 古水体浅、深度小于10 m, 湖平面波动频繁、湖泊水位发生旋回变化等, 形成了向盆地中央延伸数十千米的浅水三角洲(朱筱敏等, 2012)。

1)构造稳定、盆地整体缓慢沉降。大型低可容空间浅水三角洲的形成首先需要一个面积大的浅水区, 而盆地内大面积浅水区的形成与盆地缓慢的沉降、较小的基底坡度及沉积物的快速供给有关。特别是大型坳陷湖盆或断陷湖盆缓坡边缘剥蚀区持续隆升, 盆内沉积区稳定缓慢沉降(沉降速率< 100 m/Ma), 形成平缓的坡度、较浅的水体及充足的物源, 为大型浅水三角洲体系的形成奠定了基础。中国中新生代发育大型坳陷湖盆和断陷湖盆缓坡, 湖盆长轴方向或缓坡带沉积底形坡度平缓, 湖区宽浅, 湖浪作用微弱, 是湖盆浅水三角洲发育的理想场所(邹才能等, 2008)。如鄂尔多斯盆地晚三叠世延长期大型克拉通坳陷湖盆整体具有构造稳定、盆大坡缓、水浅源多的特征, 渤海湾盆地海域新近纪具有构造稳定、沉降缓慢、湖泊水域范围大、地形平缓、坡度小等特点, 两者均广泛发育浅水三角洲(朱伟林等, 2008; 王立武, 2012; 朱筱敏等, 2013b, 2013c; 刘翰林等, 2021; Qin et al., 2021; 袁选俊等, 2021)。

2)地形平缓、坡度较小(常小于1° )。例如, 里海的伏尔加河浅水三角洲的平均坡降只有5 cm/km, 地形坡度平缓, 在湖平面升降变化过程中湖岸线周期性进退明显, 使得三角洲分流河道通过填积和湖面的频繁波动向盆地中央远距离推进, 形成广泛分布的浅水三角洲(刘诗奇等, 2012)。再比如, 松辽盆地北部白垩系葡萄花油层沉积时期, 盆地沉降速度明显减慢, 处于总体拗陷过程中的一个显著充填时期, 盆地北部地形十分平缓, 倾角只有0.4° ~0.57° , 浅水三角洲发育。

3)水体深度较小。一般以1/2波长作为浅水区的下限深度, 而湖盆的浪基面深度较海洋小, 如美国密执安湖最大波长约30 m, 中国青海湖及鄱阳湖波长一般为15 m, 故陆相湖盆浅水三角洲沉积水深通常不超过15 m(叶蕾等, 2018)。如鄱阳湖湖底平坦, 湖水较浅, 平均深度约8.4 m(邹才能等, 2008)。水体深度一定程度上限制了可容空间大小: 一方面, 水浅坡缓, 可容空间较小, 陆源碎屑侧向推进较远, 垂向加积不明显, 单层厚度较小; 另一方面, 可容空间限制河口沙坝的规模, 河流频繁改道对坝体进行冲蚀改造, 造成河口沙坝和远沙坝沉积不太发育或不易保存。水体较浅且动荡、湖水涨缩频繁、水深旋回变化和坡度较缓, 易造成浅水三角洲湖岸线较大尺度摆动, 顺物源方向三角洲大幅推进, 延伸距离远, 展布范围广, 而垂直物源方向三角洲整体频繁变迁(朱筱敏等, 2012; 叶蕾等, 2020; 袁选俊等, 2021)。

4)高速、高流量的充足物源供给。陆相湖盆浅水三角洲多发育于多面环山、多物源背景下, 充足的物源为河流和浅水三角洲分流河道向盆地延伸提供了能量。物源供给通道控制三角洲发育位置, 多源多期浅水三角洲相互叠置, 砂体间互相接触, 甚至连通。如松辽盆地下白垩统泉头组扶余油层和鄱阳湖赣江浅水三角洲, 均具多物源充足供给、多形态砂体连片分布特征(李洋等, 2013; 冯文杰等, 2017)。

5)气候周期性变化、湖平面波动。气候的周期性和季节性变化, 导致母岩物理风化作用强烈、物源供给充分, 造成湖平面周期性波动、湖岸线摆动以及三角洲的推进和迁移。例如, 松辽盆地北部葡萄花油层的浅水三角洲发育于气候相对干旱时期, 气候的周期性变化造成湖岸线摆动宽度达20~50 km(楼章华等, 1999); 饶阳凹陷蠡县斜坡沙一段沉积早期浅水三角洲形成于较干旱的亚热带气候条件下, 沉积水体较浅且频繁振荡, 处于氧化、微咸水— 半咸水的水体环境(叶蕾等, 2020)。此外。浅水三角洲也可发育于温暖潮湿气候背景下, 比如鄂尔多斯盆地下二叠统山西组浅水三角洲(郭英海等, 1995)和准噶尔盆地侏罗系三工河组辫状河浅水三角洲均发育于温暖、潮湿的古气候条件下(朱筱敏等, 2008), 渤海海域新近纪浅水三角洲形成于早期暖温带、中期湿润亚热带— 暖温带和晚期温带气候的条件下(张新涛等, 2014)。

低可容空间浅水三角洲沉积主要特征为(刘诗奇等, 2012; 朱筱敏等, 2012; 王夏斌等, 2020): 岩性变化较大, 砂岩中常见强水动力牵引流沉积构造, 发育延伸远、分叉多、频繁改道的水下分流河道, 快速向盆地中央推进的河道破坏了早期坝体, 河口沙坝发育程度低。氧化色泥岩大面积展布并与具有丰富湖泊生物化石的还原色泥岩间互, 生物扰动强烈, 岸线迁移明显。由于坡缓水浅、可容空间小, 较强的河流冲刷作用造成三角洲单砂体厚度小、垂向上多个间断正韵律相互叠置。由于可容空间有限, 浅水三角洲不发育Gilbert型三角洲模式的顶积层、前积层、底积层3层结构(主要不发育顶积层), 不发育向上变粗的反序列。在地震剖面上具有低角度叠瓦状、近平行、隐性前积特征, S形前积反射地震相少见。发育规模大, 多期三角洲单砂体平面拼接形成三角洲复合砂体, 大面积稳定展布。

3.1 低可容空间浅水三角洲沉积特征

1)水体波动引起砂泥岩及不同颜色泥岩频繁间互。由于可容空间有限, 浅水三角洲沉积时, 湖平面的周期性波动会引起湖岸线的大幅迁移, 导致三角洲时而位于水面之上, 时而位于水面之下, 整体处于半氧化— 半还原环境, 发育中细粒砂岩与紫红色、灰色、灰绿色泥岩以及煤层的频繁交错间互的组合。其中砂岩成分与结构成熟度中等偏低, 三角洲平原由于长期暴露在湖平面之上, 可形成大面积的紫红色泥岩。

2)浅水牵引流主导的沉积构造。受低可容空间下浅水环境和河流主导作用的控制, 浅水三角洲沉积物中多见牵引流冲刷形成的单成分泥砾定向排列、低缓倾角的前积纹层以及生物扰动构造。砂岩底部常具冲刷面, 下部常为块状构造, 向上以大型槽状和楔状交错层理为主, 也可见平行层理, 再向上可发育波状、透镜状层理或小型波状交错层理。层系厚度自下而上逐渐变小。薄互层砂泥岩可有水平层理、块状层理、波状层理和透镜状层理等。常见直立状虫孔和多种形态植物根、茎秆和叶片, 生物扰动强烈。浅水三角洲常见反映强水动力的分流河道作用的两段式粒度概率累积曲线和受湖浪影响的具有过渡带的三段式粒度概率累积曲线(朱筱敏等, 2013b)。

3)河道冲刷造成间断正韵律叠置。在整个三角洲垂向沉积组合序列中, 三角洲平原和前缘分流河道构成骨架, 由于可容纳空间较小, 河流频繁地迁移改道, 在垂向上发育2种间断正韵律。通常在靠近盆地边缘的三角洲平原及内前缘处, 形成无泥的间断正韵律, 岩石粒度较粗, 向上发育中大型交错层理, 2个正韵律间没有泥岩隔层, 这是由于强烈的河道迁移作用造成早期沉积的泥岩被冲刷殆尽。在靠近盆地中心方向的三角洲外前缘中, 常发育有泥的间断正韵律, 即底为冲刷面, 向上为楔状交错层理的中细砂岩、小型楔状交错层理和断续波纹状层理、水平层理及块状层理的粉砂岩、碳质页岩、泥岩组成的向上粒度逐渐变细的沉积序列(图 2), 反映了1期完整的水动力能量降低的过程, 形成的砂体厚度一般小于4 m。

图 2

Fig.2

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	图 2 松辽盆地三肇坳陷白垩系泉头组浅水三角洲沉积序列(据朱筱敏等, 2012)Fig.2 Shallow-water delta succession of the Cretaceous Quantou Formation in Sanzhao Depression, Songliao Basin (after Zhu et al., 2012)

4)河湖作用导致砂体平面形态多样化。在低可容纳空间背景下, 浅水三角洲是不断发育的多期朵叶体在平面上拼接而成的网状复合体, 特别是在湖平面相对下降阶段, 浅水三角洲建设作用较强, 河道分叉改道频繁, 进积速度快, 分流河道十分发育, 河道砂体宽度不等, 具有宽厚比值较高及连通性良好等特点, 可构成重要的储集砂体(袁选俊等, 2021)。河流能量决定分流河道体系的发育密度和几何形态, 由于河道砂体不断向前延伸, 整体呈树枝状、带状、鸟足状等伸长状形态, 与前三角洲泥直接接触(王立武, 2012)。

3.2 低可容空间三角洲沉积模式

3.2.1 浅水三角洲亚相、微相划分

与正常三角洲一样, 浅水三角洲沉积亚相也可分为三角洲平原、三角洲前缘(内前缘和外前缘)及前三角洲(图 3)。

图 3

Fig.3

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	图 3 浅水三角洲沉积亚微相划分Fig.3 Subfacies types and their division of shallow-water deltas

三角洲平原亚相位于洪水面向陆一侧, 主要发育分流河道、天然堤、决口扇及泛滥平原等微相。主体微相分流河道岩性较粗, 发育冲刷面和较大规模交错层理, 与紫红色泥岩或煤层构成无泥或少泥的间断正韵律。三角洲平原上的分流河道通过填积和湖面的频繁波动向湖泊中心方向长距离推进, 并在三角洲前缘的浅水区发育特征明显的水下分流河道。

三角洲内前缘亚相位于洪水面与枯水面之间, 可划分为连续性好的水下分流河道、水下分流间湾及泥炭沼泽微相。由于湖平面的频繁波动, 内前缘时而暴露在水面之上, 时而处于水面之下, 形成了典型的紫红色、灰色或灰绿色泥岩间互沉积。水下分流河道微相发育中细砂岩, 底部可见冲刷面, 与分流间湾泥岩、粉砂岩以及灰绿色、灰黑色泥岩间互构成多泥的间断正韵律。

三角洲外前缘亚相可进一步细分为连续性较差的水下分流河道、水下分流间湾、河口坝和席状砂等微相, 在湖面频繁波动过程中, 河流、波浪和沿岸流的冲刷对沉积物的分布起再改造作用, 导致以水下分流河道为主的三角洲前缘砂体发生不同程度的断续化、席状化。

前三角洲位于正常浪基面之下向盆地中央一侧, 发育具有介形虫、叶肢介、黄铁矿等相对深水的灰黑色泥岩以及砂泥互层的浊流沉积组合(朱筱敏等, 2013b)。

3.2.2 基于砂体形态的沉积模式

依据浅水三角洲砂体展布形态, 可将浅水三角洲分为席状、坨状、枝状和鸟足状浅水三角洲, 该分类强调从湖盆范围的演化、湖平面升降变化的幅度和频率等方面分析三角洲形态转化的动力学过程。浅水三角洲沉积形态主要受控于湖平面波动频率和幅度, 湖平面高幅高频整体快速下降易形成枝状和鸟足状浅水三角洲, 湖平面稳定且中频中幅波动易形成坨状浅水三角洲, 湖平面低频低幅缓慢上升易形成席状浅水三角洲(楼章华等, 1999)。

以现代鄱阳湖和黄河口凹陷沉积为例, 可将浅水三角洲划分为分流河道型、沙坝型及席状型(张新涛等, 2014)。枯水期三角洲前缘砂体呈条带状展布, 分流河道以顺直型为主, 可向湖内长距离延伸; 洪水期三角洲前缘砂体呈席状展布, 分流河道受到波浪作用影响, 弯曲度增加(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 渤海湾盆地黄河口凹陷敞流型湖盆浅水三角洲沉积模式(据张新涛等, 2014)Fig.4 Sedimentary models of open-flow lacustrine shallow-water delta in Huanghekou sag, Bohai Bay Basin (after Zhang et al., 2014)

3.2.3 基于沉积成因的沉积模式

强调供源系统对三角洲的控制作用, 可将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(朱筱敏等, 2013a)。以供源体系为基础, 结合前缘斜坡坡度和古水深, 可将湖盆三角洲划分为 6种浅水三角洲和 3种深水三角洲(邹才能等, 2008)。

三角洲平原分流河道的发育主要受湖平面变化速率的控制, 基准面缓慢上升和基准面快速下降期间, 分流河道的发育较明显。依据浅水三角洲水道沉积成因, 可将浅水三角洲划分为枝状的分流河道型三角洲和朵状— 网状的分流沙坝型三角洲(张昌民等, 2010)。枝状分流河道型浅水三角洲呈明显的树枝状, 各朵叶体分散, 朵体间不连接或通过决口水道连接, 河道为顺直型, 向湖内延伸较远, 且在向湖推进的过程中受湖水波浪的改造作用较弱, 因此河道的席状化强度很弱, 保留了良好的水下分流河道砂体形态。该类三角洲整体上不具备广阔的平原相带, 沉积主体以内前缘弱— 中等席状化水下河道砂体和外前缘席状砂为主。朵状— 网状分流沙坝型浅水三角洲分流沙坝发育, 砂体外部呈朵状、坨状, 内部似网状, 网状朵体之间发育分流间湾沉积, 但常因朵体增长而被充填, 最终表现为浅水沼泽。该类三角洲的平原亚相较发育, 分流沙坝是三角洲主体。

3.2.4 基于气候控制因素的沉积模式

陆相湖盆浅水三角洲的形成主要受控于古地形、气候、物源供给、水动力学特征等多种地质因素及其综合作用。

在长周期尺度下, 气候和构造是控制层序及沉积的主要因素。在低可容空间盆地中, 构造活动通常相对稳定, 故气候是控制浅水三角洲形成的主导因素(付超等, 2022)。在气候较为干旱时期, 降水量减少, 湖泊蒸发量大, 湖盆发生收缩, 河流携带碎屑物质长距离搬运进入湖盆形成局部被湖水淹没的浅水三角洲, 河口坝相对不发育, 形成“ 大平原、小前缘” 或“ 宽平原、窄前缘” 的枝状三角洲(图 5-a)(朱筱敏等, 2012)。在气候较为湿润时期, 湖盆发生扩张, 湖平面上升造成分流河道不断改道、分叉, 河道弯曲, 构成网状前缘水下分流河道组合, 三角洲主体被湖盆水体淹没, 形成“ 小平原、大前缘” 或“ 窄平原、宽前缘” 的网状或席状三角洲(图 5-b)。

图 5

Fig.5

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	图 5 受控于气候的浅水三角洲沉积模式(据朱筱敏等, 2012)Fig.5 Shallow-water delta sedimentary models controlled by climate(after Zhu et al., 2012)

浅水三角洲沉积过程和沉积机制受地形条件、水体深度、沉积基准面升降旋回、河流水动力和物源供给、气候变化、植被条件及盆地构造运动等多种地质因素综合影响。

研究与勘探实践表明, 敞流型湖盆是浅水三角洲发育的基本控制因素。敞流型湖盆存在着敞流通道, 河流搬运大量沉积物入湖导致湖泊注水量增大, 多余湖水可沿敞流通道排出而不易形成宽阔的深水湖泊, 这有利于浅水三角洲逐渐向湖盆中心延伸生长, 直至充满整个湖泊。此外, 由于低可容空间盆地的地形平缓, 湖平面频繁升降控制浅水三角洲的纵横向发育规模(袁选俊等, 2021)。

在低可容空间沉积背景下, 浅水三角洲沉积基准面与沉积界面基本一致(鲁静等, 2012), 盆地内部沉积相分异度较低, 主要发育水下分流河道。三角洲平原上的分流河道通过不断的决口改道产生新的朵体填积近岸的浅水区, 河道砂体在地势较低的下切谷中沉积, 且横向延伸极广, 厚度较大, 一定程度上起到填平补齐的作用(常嘉等, 2022)。三角洲平原分流间湾、间湾湖泊等少部分地区基准面略高于沉积界面, 可形成广泛分布的厚煤层。

低可容空间叠加复合砂体形成于沉积物供给(S)大于可容空间(A)的过补偿沉积背景。随着河控浅水三角洲入湖推进, 进积作用使得后期发育的分流河道对先期沉积的河口坝强烈侵蚀、冲刷和改造, 形成的复合砂体可表现为切叠式、叠加式、拼接式和孤立式4种叠置方式。多期三角洲朵体向湖快速推进、侧向拼贴连片, 以不同时期分流河道为纽带叠合成大面积的浅水三角洲砂体(袁丙龙等, 2020; 刘翰林等, 2021)。

在同一沉积时期, A/S值较小时, 盆地内的剩余可容空间较小, 河道较为发育, 下切作用强, 以垂向加积为主, 多见冲刷面, 单期砂体较薄, 宽深比较小, 岩性横向变化快, 砂体紧密接触, 连续性较好, 以切叠式组合方式为主, 表现为多期“ 砂冲砂” 的间断正韵律, 在泛滥平原多沉积紫红色泥岩。A/S值逐渐增大时, 盆地可容空间增加, 河流作用减弱, 物源供给相对不足, 湖浪作用相对增强, 水下分流河道侵蚀能力减弱, 不断改道、分叉, 以侧向加积作用为主, 砂体宽深比增大, 横向连通性变强, 席状化程度增强, 砂体以叠加式和切叠式组合方式为主, 水下分流间湾发育紫红色泥岩和灰色、灰绿色泥岩, 在地震剖面上表现为叠瓦状或隐性前积。A/S值较大时, 以湖浪作用为主, 三角洲前缘的河口坝、水下分流河道等砂体受湖浪改造, 均发生不同程度的席状砂化, 河道砂体连续性较差, 表现为“ 厚度小, 粒度细, 延伸广” 的特征, 垂向上砂体呈透镜状孤立地分布在厚层灰色、深灰色泥岩中(图 6)(袁丙龙等, 2020; Peng et al., 2022)。

图 6

Fig.6

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	图 6 低可容空间浅水三角洲沉积模式Fig.6 Shallow-water delta sedimentary models in low accommodation space

1)相对稳定的构造活动, 坡度较小(常小于1° )的平缓地形, 周期性变化的气候背景, 排水通畅的敞流湖盆, 频繁波动的浅水环境, 高速、高流量的充沛物源, 有利于大型低可容空间浅水三角洲沉积体系的发育。

2)低可容空间浅水三角洲沉积岩性变化较大, 砂泥岩频繁互层, 氧化色、还原色泥岩间互, 生物扰动强烈, 发育强水动力牵引流沉积构造。低可容空间下, 河流建设性强, 较强的冲刷作用形成“ 有泥” 和“ 无泥” 2种河道间断正韵律, 河道不断向盆地中心延伸, 形成树枝状、带状和鸟足状三角洲。在河流和湖泊的相互作用下, 多期朵叶体在平面相互拼接、叠置, 形成网状复合体。浅水三角洲缺乏典型的Gilbert型三角洲3层结构, 在地震上表现为低角度S形、叠瓦状以及隐性前积。

3)陆相湖盆浅水三角洲的形成主要受控于古地形背景、气候、物源供给、水动力学特征等多种地质因素及其综合作用。根据洪水面、枯水面和正常浪基面, 可将浅水三角洲划分为平原、内前缘、外前缘和前三角洲等次级沉积环境。基于沉积成因将其分为浅水扇三角洲、浅水辫状河三角洲和浅水曲流河三角洲; 基于砂体形态将其分为席状、坨状、枝状和鸟足状浅水三角洲或分流河道型、沙坝型及席状型浅水三角洲; 基于气候可将其分为2类, 湿润时发育“ 小平原、大前缘” 三角洲, 干旱时发育“ 大平原、小前缘” 三角洲。

4)低可容空间复合砂体形成于S(沉积物供给)大于A(可容空间)的过补偿背景下, 多期三角洲朵体向湖快速推进、侧向拼贴连片, 砂体可表现为切叠式、叠加式、拼接式和孤立式4种叠置方式。A/S值较小时, 河道下切作用强, 砂体以切叠式组合方式为主; A/S值逐渐增大时, 湖浪作用相对增强, 水下分流河道不断改道、分叉, 以侧向加积作用为主, 席状化程度增强, 砂体以叠加式和切叠式组合方式为主; A/S值较大时, 以湖浪作用为主, 三角洲前缘的河口坝、水下分流河道等砂体受湖浪改造, 发生不同程度的席状砂化, 砂体连续性较差, 垂向上透镜状砂体呈孤立式分布在厚层灰色、深灰色泥岩中。

5)霸县凹陷文安斜坡沙一段三角洲沉积发育于坡缓水浅的低可容纳空间背景下。在同一时期内, 三角洲平原A/S值最小, 河道以垂向加积为主, 多见冲刷面, 单期砂体较厚, 宽深比较小, 垂向上表现“ 砂冲砂” 间断正韵律, 平面上河道稳定, 分叉少, 呈现“ 枝状” 特点。三角洲内前缘A/S值相对增大, 河道侧向迁移作用增强, 垂向上“ 砂冲砂” 和“ 砂冲泥” 序列并存, 水下分流河道不断分叉改道, 砂体横向连通性加强, 在平面上呈现“ 网状” 特点。三角洲外前缘A/S值最大, 受到湖浪的改造作用, 水下分流河道席状化, 在垂向上表现为薄层孤立的河道砂体或席状砂砂体, 在平面上水下分流河道数量少、规模小、断续分布, 前端发育大面积席状砂。

(责任编辑 张西娟; 英文审校 龚承林)