高志勇 ，周川閩 ，董文彤，白　斌，2，李　雯

(1.中國石油勘探開發(fā)研究院，北京　100083；2.提高石油采收率國家重點實驗室(中國石油勘探開發(fā)研究院)，北京　100083；3.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京　100083)

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淺水三角洲動態(tài)生長過程模型與有利砂體分布
——以鄱陽湖贛江三角洲為例

高志勇1,2，周川閩1,2，董文彤1，白斌1，2，李雯3

(1.中國石油勘探開發(fā)研究院，北京100083；2.提高石油采收率國家重點實驗室(中國石油勘探開發(fā)研究院)，北京100083；3.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京100083)

淺水三角洲是湖盆內(nèi)大面積砂體分布的重要成因，但大面積砂體的非均質(zhì)性較強，預(yù)測并尋找有利砂體(甜點)是現(xiàn)今油氣勘探的重要需求。通過開展現(xiàn)代贛江三角洲上平原-下平原及河口區(qū)多個沉積部位探坑挖掘工作，對探坑中沉積物巖性與沉積相序進行了描述、取樣以及沉積特征對比，并且對順直河道中心的沉積物樣品進行了采集與分析化驗后，認為淺水三角洲上平原河道內(nèi)沙洲的洲頭與洲尾、堤岸近河端，下平原上游、下游的堤岸近河端，入湖河口區(qū)的水下分流河道、縱向壩、橫向壩是有利砂體的發(fā)育區(qū)及有利砂體類型。由于贛江淺水三角洲的河道主要為順直型，正韻律的分流河道砂體不發(fā)育，贛江淺水三角洲垂向上具有早期湖泊相泥-反韻律河口沙壩-下平原與上平原堤岸相沙泥質(zhì)互層的沉積演化特征。結(jié)合鄱陽湖枯水期與洪水期的水文地質(zhì)特征，建立了贛江淺水三角洲的動態(tài)生長過程模型，其動態(tài)成因演化過程可分為先期枯水期湖泊沉積，湖平面上升至最大洪泛期和再次枯水期三角洲進積等3階段。該模型既為淺水三角洲沉積由靜態(tài)描述向動態(tài)過程演化研究奠定了基礎(chǔ)，又為湖盆內(nèi)大面積砂體中甜點預(yù)測提供了有益參考。

淺水三角洲；生長過程模型；砂體預(yù)測；鄱陽湖；沉積演化

0　引　言

淺水三角洲是湖盆內(nèi)大面積砂體分布的重要成因[1]，前人在淺水三角洲的概念與分類、發(fā)育地質(zhì)背景和動力機制、沉積相帶組合與概念模式、儲層發(fā)育規(guī)律與油氣勘探等諸多方面取得了進展[2]，并在坳陷湖盆、斷陷湖盆中識別出多種類型的淺水三角洲沉積[3-12]。加強現(xiàn)代淺水三角洲沉積演化、砂體形成過程的研究，對準確刻畫古代淺水三角洲有利砂體形態(tài)與分布具有指導(dǎo)意義。國外，針對現(xiàn)代密西西比河三角洲做了大量研究工作，認為密西西比河三角洲平原沉積主要始于7 000年前，由Maringouin、Teche、Bernard等6個三角洲朵頁復(fù)合體組成，海平面上升和河流自然減速控制了多個三角洲朵頁體的遷移[13-16]?，F(xiàn)代的Wax Lake Delta 位于美國墨西哥灣北部的阿查法拉亞灣地區(qū)，該區(qū)地形平坦，傾斜角度小于1°。由1974年至今，Wax Lake Delta平面形態(tài)已演變成具多分支河道的河控三角洲[17-19]。國內(nèi)，現(xiàn)代鄱陽湖淺水三角洲的研究主要集中于如下3個方面：(1)運用遙感和衛(wèi)星技術(shù)，刻畫鄱陽湖淺水三角洲的分流河道、河口壩等形態(tài)，并對其進行分類[1,19-21]；(2)對鄱陽湖沉積相類型及三角洲生長模式進行研究，認為三角洲前緣河口區(qū)分流河道呈鳥足狀伸向湖區(qū),伴生決口分汊并形成新的分汊河道，使三角洲生長[22-23]；(3)對鄱陽湖整體的環(huán)境演化、湖流特征、湖泊水位變化、洪水特征、徑流特征、水文特征與沉積物粒度、沉積速率等進行詳細研究[24-34]?？傊?，前人主要對鄱陽湖等淺水三角洲的沉積相類型、骨架砂體形態(tài)等進行描述，分析了成因機理并建立了靜態(tài)的沉積模式，這是非常有益和必要的。然而隨著認識的不斷深入，面臨著兩方面的問題：(1)贛江淺水三角洲平原發(fā)育平面形態(tài)較順直的單一性河道，彎曲系數(shù)一般<1.2的順直型分流河道[19-20]，這與沖積平原上曲流河有較大不同，順直河道內(nèi)是否有大量沙質(zhì)沉積，河道兩邊的堤岸是如何生長的，淺水三角洲生長過程及沉積物堆積是何種動態(tài)模型；(2)雖然明確了淺水三角洲是湖盆內(nèi)大面積砂體分布的重要成因，但大面積分布砂體的非均質(zhì)性較強，預(yù)測并尋找有利砂體(或甜點)是現(xiàn)今油氣勘探的重要需求。針對上述問題，筆者對現(xiàn)代贛江三角洲上平原-下平原、河口區(qū)等堤岸與沙洲沉積部位，開展了多個探坑挖掘工作，對探坑中沉積物巖性與沉積相序進行了描述、取樣以及沉積特征對比研究，并且對順直河道中心的沉積物樣品進行了采集與分析化驗，進而剖析了淺水三角洲有利砂體的類型與發(fā)育位置，建立了贛江淺水三角洲的動態(tài)生長模型，對湖盆內(nèi)大面積砂體中甜點的預(yù)測具有參考意義。

1　概　況

圖1　鄱陽湖與贛江三角洲沉積及重點沉積微相解剖位置圖(據(jù)張楠楠等[33]，修改)Fig.1　Location (left) and depositional model (right) of Ganjiang River Delta

鄱陽湖位于江西省境內(nèi)，總面積約3 210 km2，屬吞吐型敞口湖泊[21]。按其形態(tài)可分為南、北兩部分。星子以北為地塹形成的北湖狹長水道,寬僅5～8 km。發(fā)育于“鄱陽湖斷凹”構(gòu)造上的南湖水面大,寬達50～70 km[22](圖1)。鄱陽湖洪枯水位變化幅度達十多米，夏季豐水期,高水位湖泊面積可達4 627 km2，秋冬枯水時,湖水面積僅146 km2。湖泊水體較淺，平均8.4 m[21]。1.2萬年以來,鄱陽湖區(qū)共發(fā)育3類沉積體系,自下而上為沖積扇-扇三角洲沉積體系、河流沉積體系和三角洲沉積體系[23]。鄱陽湖泥沙沉積具有如下規(guī)律：每年4～10月為主要沉積期，11月-來年3月為枯水期；低水位沖刷, 高水位沉積[28]。贛江水系在整個湖區(qū)分為3個大的分支，南部和中部分支是主體，形成了面積廣闊的三角洲。贛江三角洲面積1 544 km2，占整個湖盆沉積面積的70%以上[21]。三角洲平面延展廣，上三角洲平原始終處于洪水線之上，如圖1(右)中龍?zhí)都耙阅系貐^(qū)。下三角洲平原處于枯水線與洪水線之間，延伸10～20 km，如圖1(右)中河壩-河之尾等區(qū)域。

2　有利砂體類型與發(fā)育位置解剖

2.1上三角洲平原河道間沙洲

在贛江中支龍?zhí)兜貐^(qū)(圖1右)，屬上三角洲平原分流河道間的沙洲(沙壩)沉積，筆者在沙洲中部至沙洲尾部挖掘了多個深1 m左右的探坑(圖2)為解剖點，詳細描述了沙洲沉積演化特征(圖3)：(1)解剖點1～4為沙洲邊部沉積，以多期泥質(zhì)粉沙-土黃色中細沙質(zhì)的反韻律為主，底部主要為雜色根土層沉積，中上部為塊狀土黃色中細沙與泥粉沙互層沉積(圖3)；(2)解剖點5較特殊，其位于沙洲尾部、受分流河道水流影響較大，該處探坑剖面顯示距頂70 cm以下主要為暗色泥質(zhì)、粉沙質(zhì)泥，厚度較大。之上為與點1～4同樣的雜色根土層-塊狀中細沙沉積，在距頂20 cm處有沙質(zhì)被削截，削截面之上發(fā)育泥礫沉積，泥礫層厚6 cm左右，泥礫直徑達2～6 cm，泥礫呈棱角狀。其上為暗色薄層泥與沙質(zhì)互層，頂部發(fā)育沙脊(圖3)；(3)解剖點6～8屬沙洲尾部、遠離河道影響區(qū)，沙質(zhì)沉積物逐漸減少，泥質(zhì)沉積物增多，最底部以暗色泥質(zhì)為主，向上為雜色根土層、沙泥質(zhì)互層。在解剖點7中部的泥質(zhì)粉沙頂部，見泥裂現(xiàn)象，表明在沙洲泥質(zhì)沉積之后，有較明顯的暴露發(fā)生(圖3)；(4)通過探坑挖掘，雖說揭示的沙洲沉積較薄，僅有1 m左右，但仍明顯發(fā)現(xiàn)由沙洲邊部至尾部發(fā)育5期沉積，第一期暗色泥質(zhì)層與第二期雜色根土層均能作為小范圍對比標志，之上發(fā)育三期沙泥質(zhì)互層沉積，沙質(zhì)主要為塊狀，層理不明顯(圖3)。

圖2　贛江三角洲上平原順直河道內(nèi)沙洲與河道邊堤岸沉積特征Fig.2　Plainview and cross section of straight channel reach in upper Ganjiang Delta plain

在沙洲沉積解剖的基礎(chǔ)上，考察了上三角洲平原整體沉積特征，認為其具有如下特點：(1)如圖1所示，上三角洲平原分流河道為順直河道[19-20]，河道寬約500 m[19]，河道兩側(cè)堤岸沉積底部為中細沙，中上部為細沙、粉沙與泥質(zhì)互層。在順直河道的局部存在拐彎特征，在拐彎處發(fā)育中細沙沉積；(2)順直河道兩側(cè)，堤岸整體較高，一般高出水面2～3 m，寬數(shù)米至十?dāng)?shù)米，厚度向堤岸后端降低。河道兩側(cè)堤岸的高低與河道寬窄存在緊密關(guān)系，在河水面較窄處，河道兩側(cè)堤岸較高，隨河道變寬堤岸相對變矮(圖2，圖4A)，其原因是順直型河道下切作用明顯，由直接的下切來減少比降，從而使河流達到流水穩(wěn)定；(3)河道間的沙洲頭部尖嘴處、洲尾尖嘴處較沙洲中部低矮，遠端尖嘴處與河水相接。與贛江中下游南昌段河流相江心洲沉積物對比[35]，河流相江心洲的頭部、尾部及側(cè)翼以沙礫質(zhì)沉積為主，江心洲內(nèi)部主要為沙泥質(zhì)沉積。此處的上三角洲平原分流河道內(nèi)沙洲沉積物較細，受兩邊河道水流影響，尖嘴處主要為中細沙質(zhì)沉積，沙洲中部多發(fā)育泥質(zhì)、粉沙沉積。沙洲尾部延伸較遠，形成河道內(nèi)的斜列壩，一般延伸200～300 m遠，斜列壩頂沙波發(fā)育，波痕頂部見雙脊。由于沙洲尾部處于兩條分支河道交匯處，沙波頂部雙脊的形成可能受交叉水流的影響(圖2，圖4C)。由此可知，上三角洲平原河道間沙洲的洲頭、洲尾及近河堤岸位置發(fā)育中細沙質(zhì)，洲頭或洲尾的斜列壩等為有利砂體類型。

2.2下三角洲平原上游堤岸-岸后

過龍?zhí)督馄庶c向北約1.5～2.0 km，進入洪水線與枯水線之間的下三角洲平原上游區(qū)，該區(qū)域分流河道仍呈順直狀態(tài)[19-20](圖1)，河道寬300 m左右[19]。在該區(qū)河道右岸(河壩地區(qū)，圖1)進行了探坑挖掘，該處沉積具有如下特征(圖5)：(1)探坑1屬順直河道邊的堤岸，探坑深1.3 m，將其劃分為兩個沉積單元。下部沉積單元為反韻律的褐黃色泥質(zhì)粉沙-土黃色粉細沙。上部沉積單元厚約90 cm，底部發(fā)育泥礫層，泥礫層厚9～10 cm，泥礫呈撕裂狀，大小4～5 cm，小的泥礫徑約1 cm左右，中部發(fā)育土黃色塊狀粉細沙-灰色、土黃褐色粉沙質(zhì)泥的正韻律沉積，上部發(fā)育植物根須明顯的土黃色粉細沙；(2)探坑2位于探坑1東部約150 m處，屬順直河道岸后沉積，探坑深1.4 m，下部沉積單元發(fā)育反韻律的土黃色粉沙質(zhì)-細沙質(zhì)，粉沙質(zhì)中云母片較多，并見個別漂浮狀泥礫，泥礫徑2 cm左右。上部沉積單元厚60 cm左右，以土褐色粉沙質(zhì)泥為主，頂部根土層厚25 cm左右；(3)對比探坑1與探坑2的沉積特征，認為下三角洲平原上游順直河道邊堤岸沉積以沙質(zhì)為主，沙質(zhì)沉積向岸后區(qū)減少，泥質(zhì)有所增加，泥礫層也向岸后區(qū)減薄直至消失。近河道堤岸是有利砂體的發(fā)育位置，砂體類型為堤岸砂。

2.3下三角洲平原下游堤岸-岸后

沿贛江中支向北至河之尾地區(qū)(圖1)，屬三角洲下平原下游區(qū)，筆者在三角洲下平原末端的兩條分流河道間挖掘了3個探坑(圖6)，沉積序列對比性較強，可劃分為3個沉積單元：(1)下部沉積單元底部為區(qū)域上穩(wěn)定分布的土黃色粉沙質(zhì)泥，此為早期的湖相泥沉積，向上演變?yōu)榛疑㈦s色泥質(zhì)粉沙、細粉沙質(zhì)。探坑1與探坑3為兩條分流河道邊的堤岸沉積，沉積的沙質(zhì)較粗，灰色、深灰色粉細沙質(zhì)的顏色應(yīng)是植物、貝殼腐爛的有機成因。探坑2屬岸后沉積，沉積物較細；(2)中部沉積單元以土褐色、土黃色沙泥質(zhì)互層為主；(3)上部沉積單元以土黃色粉沙-細沙質(zhì)沉積為主，植物根須較發(fā)育。

圖3　贛江三角洲上平原龍?zhí)督馄庶c沙洲邊部-尾部沉積序列對比圖(解剖點位置見圖2中1～8)　　　　Fig.3　Schematic sedimentary logs at eight localities within the compound channel bars in Longtan area, illustrating thecharacteristic sedimentary structures and facie sequences現(xiàn)代沙質(zhì)沉積主要呈塊狀，沙泥質(zhì)互層，但層理不明顯

考察下三角洲平原下游河道邊堤岸-岸后沉積，認為其具有如下特征：(1)分流河道寬30～120 m，平均約60 m[19]。河道兩邊的堤岸高度低，只高出河道水面數(shù)十厘米，比上三角洲平原、下三角洲平原上游的堤岸低2 m左右，但堤岸沉積范圍很寬(圖4B)；(2)河道邊堤岸-岸后沉積物的粒級與沉積水動力強弱密切相關(guān)。探坑1附近分流河道水動力最強，沙質(zhì)沉積物以中細沙質(zhì)為主，并見貝殼層發(fā)育。探坑3附近分流河道水動力較弱，其沙質(zhì)沉積物以粉細沙為主，見個別貝殼沉積。探坑2屬兩條分流河道間的岸后沉積，水動力條件最弱，沉積物粒級細，以泥質(zhì)粉沙、粉沙質(zhì)為主(圖6)。由此可知，下三角洲平原下游近河道邊堤岸是有利砂體發(fā)育區(qū)，砂體類型為堤岸砂。

2.4河道入湖的河口區(qū)

影響河口區(qū)沉積物卸載的因素有河-湖水體密度差、河口區(qū)地形坡度、河流載荷類型、河流流量等[2]。在贛江三角洲的河口區(qū)，河道邊堤岸及岸后沉積物高出水面50～70 cm(圖4B、F、G)。分流河道水體較淺，1 m左右。河口區(qū)是河道水體攜帶泥沙卸載的沉積區(qū)域，通過探坑挖掘及考察，認為其具有如下特點：(1)如圖7探坑1與探坑2所示，河口區(qū)沉積序列以反韻律為主，下部主要為暗色粉沙質(zhì)泥與泥質(zhì)粉沙，中部為灰色細沙，并見貝殼、生物螺沉積，上部主要為土黃色、灰色細沙質(zhì)沉積；(2)探坑1沉積厚度約60 cm，在底部發(fā)現(xiàn)現(xiàn)代的竹篙，據(jù)當(dāng)?shù)貪O民介紹，竹篙可能是三年前被洪水沖倒原地堆積所致，因此，推測河之尾地區(qū)的沉積速率很大；(3)如圖7所示，河口區(qū)分流河道水位淺，河水?dāng)y帶大量泥沙在該區(qū)域卸載，向湖區(qū)形成較多的縱向壩、橫向壩沉積，河水在壩體之間流動。河口區(qū)的縱向壩、橫向壩及水下分流河道內(nèi)主要為細沙、粉沙沉積(圖4D)。傳統(tǒng)觀點認為河口砂壩形成是河流入湖后, 水流展寬和湖流的頂托作用使流速驟減,河流底負載下沉而堆積成水下淺灘,淺灘淤高、增大,露出水面,形成新月形河口沙壩。河口壩出現(xiàn)后,水流便從沙壩頂端(近岸端)分成兩股,形成兩個分支河道(分流河道) ,并向外側(cè)擴展。分支河道向前發(fā)展,在河口處又會出現(xiàn)新的次一級河口沙壩。這一過程不斷重復(fù), 就形成了一個喇叭形向湖延伸的多叉道河網(wǎng)系統(tǒng), 這一系統(tǒng)的不斷重復(fù)和推進便形成了三角洲[20]。

圖4　贛江現(xiàn)代淺水三角洲野外宏觀沉積特征Fig.4 　Geomorphology of recent shallow water delta—Ganjing River DeltaA.上三角洲平原順直河道邊堤岸沉積(高而窄，黃色為救生衣)；B.下三角洲平原順直河道邊堤岸沉積(矮而寬)；C.上三角洲平原分流河道間沙洲尾部(斜列壩)沙質(zhì)沉積；D.河口區(qū)沉積的水下分流河道、縱向壩、橫向壩；E.河口區(qū)壩體生長、合并逐漸演變成堤岸沉積(右側(cè)為河道)；F.下三角洲平原下游河道間(小型沙洲)表面粉細沙質(zhì)沉積；G.下三角洲平原下游河道間沙洲表面植被叢生，植被下粉細沙質(zhì)沉積；H.下三角洲平原順直河道中心部位(水面之下)灰色泥質(zhì)沉積，沙質(zhì)不發(fā)育

圖5　贛江三角洲下平原上游順直河道邊堤岸-岸后沉積對比剖面Fig.5　Cross section through levee to overbank of proximal lower delta plain, illustrating lateral variation in facies

圖6　贛江三角洲下平原下游堤岸-岸后沉積對比剖面Fig.6　Cross section through levee to overbank of distal lower delta plain, illustrating lateral variation in facies

通過現(xiàn)場考察，筆者認為贛江三角洲河口區(qū)堤岸、岸后沉積物堆積及分流河道向湖生長延伸，與壩體的生長、合并有關(guān)，與傳統(tǒng)觀點有些差異，生長過程如下：(1)分流河道攜帶泥沙，在入湖末端分散狀沉積，當(dāng)河口區(qū)一側(cè)(如左側(cè))較為低洼時，所攜泥沙則主要在河口區(qū)左側(cè)堆積，形成水下淺灘，淺灘淤高、增大,露出水面形成新月形河口沙壩(圖4E)，這一點與傳統(tǒng)觀點一致；(2)隨著壩體面積的不斷增大，多個壩體逐漸被淤積的泥沙所封閉，水體很淺，壩體時有暴露(圖4E)；(3)由于河口區(qū)左側(cè)泥沙堆積較多，多個壩體出露、合并逐漸形成堤岸，河口區(qū)右側(cè)則變?yōu)榈屯莶课唬铀當(dāng)y帶泥沙向右側(cè)堆積，與左側(cè)形成堤岸沉積的過程相同，右側(cè)也逐漸形成堤岸，且面積逐漸增大；(4)之后隨著河水?dāng)y帶泥沙的不斷注入，又在左側(cè)逐漸形成堤岸，如此循環(huán)往復(fù)。隨著河口壩體的不斷生長、合并，逐漸形成堤岸沉積，堤岸之間的分流河道不斷向湖區(qū)生長、延伸。由上述分析可知，在順直型分流河道[19-20]入湖的河口區(qū)，近河道堤岸、水下分流河道、縱向壩、橫向壩等為有利砂體類型。

圖7　順直分流河道入湖的河口區(qū)沉積砂體分布圖Fig.7　Plainview of distributary mouth bars and sedimentary logs at levee

總之，通過上述淺水三角洲有利砂體類型與發(fā)育位置解剖，認為平面上淺水三角洲上平原河道內(nèi)沙洲的洲頭與洲尾、堤岸近河端，下平原上游的堤岸近河端，下平原下游的堤岸近河端，入湖河口區(qū)的水下分流河道、縱向壩、橫向壩是有利砂體的發(fā)育區(qū)及有利砂體類型。由圖3—圖7所示，上述有利砂體在垂向上多以反韻律為主，其原因如下：(1)鄱陽湖贛江三角洲屬分流沙壩型淺水三角洲[20]，分流沙壩是此類三角洲的沉積骨架, 并在后期不斷接受沉積后出露水面,逐漸演化成沙洲、沼澤。三角洲平原并非是常規(guī)三角洲的同期沉積, 而是前緣沼澤化的結(jié)果[20]；(2)贛江淺水三角洲垂向上具有早期湖泊相泥-反韻律河口沙壩(縱向壩、橫向壩)-下平原與上平原堤岸沙泥質(zhì)互層的沉積演化特征，順直型河道內(nèi)沙質(zhì)不發(fā)育，即正韻律的分流河道砂體不發(fā)育(僅在圖3中解剖點5較明顯)； 贛江三角洲平面上具有上平原-下平原-河口區(qū)壩體的沉積特征，由于受探坑挖掘深度所限，只揭示了上平原-下平原表面的堤岸沉積、河口區(qū)壩體沉積，推測在上平原-下平原的堤岸沉積之下仍有早期壩體、早期湖相泥質(zhì)沉積。(3)順直型河道中存在著明顯的泥沙分選現(xiàn)象[36]，粗顆粒都聚集在淺灘上，深槽的組成物質(zhì)一般較細。在淺灘段還存在著垂直方向上的泥沙分選，即最粗的顆粒聚集在表層，向深處逐漸變細，這是因在水流的剪切作用下，床面各層物質(zhì)間存在向上的離散力之故。

3　分流河道與湖泊作用機制

3.1分流河道作用機制

陸地上的河流入湖后, 其能量特征發(fā)生顯著變化[20]。陸上，河流水體本身的慣性力、地形坡度造成的附加動力起著決定作用。入湖后,河流的前端出現(xiàn)停滯水體,對河水流動具有明顯的阻擋作用。在湖水的阻擋下,河流攜帶沙泥質(zhì)在河口區(qū)形成三角洲沉積。段冬平等[19]通過對贛江三角洲分流河道研究，認為隨著河流的入湖，河道開始由原來的一支變得越來越多，呈扇狀發(fā)散，構(gòu)成了三角洲沉積的骨架。分流河道數(shù)量由原來的2條增加到末端湖岸線時的25條，三角洲呈扇形展開，展開角度為120°。如圖1所示，贛江三角洲上平原-下平原的分流河道屬順直河型[19-20]，其與沖積平原上曲流河有較大不同，順直河道內(nèi)是否有大量沙質(zhì)沉積呢？針對此問題，筆者對三角洲下平原分流河道中心的沉積物進行了采樣，如圖1、表1及圖4H所示，河道內(nèi)水面下的沉積物以深灰色、灰色、土黃色泥質(zhì)與粉沙質(zhì)泥為主，特別是靠近河之尾的1號樣、2號樣中粘土的含量高達34.6%～64.4%，推測其為早期的湖相泥質(zhì)沉積。由此認為，由于贛江三角洲平原內(nèi)分流河道屬順直河型，與沖積平原上辮狀河、曲流河的作用機制有很大差別，河道內(nèi)為非主要的沙質(zhì)沉積區(qū)域,這也與順直型分流河道淺灘堤岸沙質(zhì)沉積物發(fā)育、凹槽內(nèi)細粒沉積物分異的特征相吻合。

由以上分析可知，贛江三角洲平原順直型分流河道的主要作用機制如下：(1)分流河道是淺水三角洲沉積的骨骼與血管，其發(fā)展演化存在分叉與合并兩種形式[19]。分叉的原因在于河口處形成的河口壩砂體的阻礙作用，持續(xù)的分叉導(dǎo)致分流河道不斷變窄，數(shù)量不斷增多。合并是分叉的分流河道在向湖盆延伸過程中，與另外一條分流河道交匯，交匯處的河道寬度可以比上游河道寬；(2)過沙通道、沖刷侵蝕并改造早期沉積物。此種作用機制主要作用于上三角洲平原和下三角洲平原上游區(qū)。上三角洲平原分流河道水面寬，主流線流速高，下三角洲平原上游分流河道水面窄，主流線流速降低。分流河道屬過沙通道，下切侵蝕河道內(nèi)洪水期形成的早期沉積物，造就堤岸、河道內(nèi)之凹凸不平的底形，河道內(nèi)沙質(zhì)沉積有限；(3)攜帶沙泥質(zhì)，提供沉積物。此種作用機制主要作用于河口區(qū)，河口區(qū)分流河道水面窄，水體呈片狀特征，河水?dāng)y帶大量沙質(zhì)主要沉積于該區(qū)，主流線兩側(cè)形成縱向壩、橫向壩，隨著壩體生長、合并，不斷形成新的堤岸，分流河道持續(xù)向湖區(qū)延伸。

表1鄱陽湖贛江三角洲順直型分流河道內(nèi)泥質(zhì)沉積物全巖分析結(jié)果

Table 1 Mineral composition of muddy channel-fill sediment of Ganjiang River Delta, determined by XRD analysis

編號巖性礦物種類和含量/%石英鉀長石鈉長石粘土礦物總量/%1-河道中心泥質(zhì)51.71.62.444.31-河道邊泥質(zhì)54.58.22.734.62-上部土黃色泥質(zhì)40.82.22.154.92-下部深灰色泥質(zhì)33.10.91.664.43-上部深灰色含粉沙泥質(zhì)54.73.34.237.83-中部土黃色含粉沙泥質(zhì)58.47.05.728.93-下部深灰色泥質(zhì)43.85.91.648.74泥質(zhì)49.31.93.944.9

3.2湖泊作用機制

鄱陽湖是一個季節(jié)性漲水的敞口湖盆, 洪枯水位變幅懸殊[22]，洪水期主要在每年的6-9月出現(xiàn)，水位多在19 m以上[31]。洪水期以頂托型湖流為主[27]，頂托型湖流是由長江與贛、撫、信、饒、修5河同時漲水產(chǎn)生或者5大河流大汛基本結(jié)束，長江漲水所致。頂托型湖流每年均有，該湖流致使全湖流速變小，湖面開闊平靜，甚至大部分湖區(qū)流速為零。鄱陽湖多年平均枯水期持續(xù)時間長(10月至次年3月)，枯水期水位低，平均水位為11.81 m[32]。

圖8　鄱陽湖贛江淺水三角洲不同階段動態(tài)生長演化模式圖Fig.8　Sedimentological evolution of Ganjiang River shallow water delta圖中“·”為沙質(zhì)發(fā)育區(qū)；“-”為粉沙、泥質(zhì)等發(fā)育區(qū)

在湖平面頻繁波動與湖流作用下，湖泊存在4個方面的作用機制：(1)洪水期(高水位)、枯水期(低水位)湖盆均提供可容納空間，分流河道攜帶的沙泥質(zhì)堆積在河口區(qū)(圖4D和E、圖7、圖8)；(2)洪水期(7-9月)，頂托流使全湖流速減小至0.1 m/s以下, 此時湖面開闊平靜,懸浮的細粒物質(zhì)在湖區(qū)內(nèi)廣泛沉積[22]；(3)洪水與枯水過渡期，湖面頻繁波動,湖流、波浪和沿岸流的沖刷作用改造了早期沉積物的分布,導(dǎo)致先前沉積的下三角洲平原、三角洲前緣的河口沙壩、水下分流河道等砂體發(fā)生不同程度的席狀化。受氣候季節(jié)性、周期性變化影響,鄱陽湖湖面波動頻繁,岸線擺動大而迅速，湖岸線變遷可寬達數(shù)十公里[4-5]；(4)枯水期(10月以后),湖水隨長江洪水退落而泄量增加,湖灘逐漸顯露,湖流增大似河流,鄱陽湖中心發(fā)育懸移質(zhì)細顆粒的泥沙沉積,沉積速率在1.0～3.2 mm/a,平均為2.1 mm/a[28]。

4　淺水三角洲沉積動態(tài)演化過程

鄱陽湖湖盆自東向西、由南向北傾斜,湖底平坦[28]。每年4月以前為枯水期，4月起進入汛期,流域入湖的水、沙驟增,湖水位升高,湖灘逐漸淹沒,呈湖相景觀,湖流變慢。7-9月長江大汛期間,湖水受頂托或倒灌作用,流域入湖泥沙大部分沉積于湖內(nèi)。10月以后,湖水隨長江洪水退落而泄量增加, 湖灘逐漸顯露,鄱陽湖再成河相[28]?；谯蛾柡磕瓴煌瑫r期的水文變化特征及三角洲不同沉積微相的解剖與考察，認為贛江淺水三角洲成因演化過程可劃分3個階段(圖8)。(1)第一階段為湖泊早期沉積階段。湖水面較低，湖泊內(nèi)發(fā)育穩(wěn)定的深灰色、灰色、土黃色泥質(zhì)沉積物，這與吳艷宏[25]及董延鈺[26]關(guān)于鄱陽湖沉積環(huán)境與沉積物粒度特征等的研究成果相一致。順直型河道攜帶大量泥沙入湖堆積，河口處形成縱向壩、橫向壩及水下分流河道等沙質(zhì)沉積。(2)第二階段為湖平面上升至最大洪泛期，細分為兩個時期：① 湖水面上升早期，由于洪水期的來臨，鄱陽湖湖平面頻繁波動，湖流、波浪和沿岸流沖刷早期沉積的下三角洲平原、三角洲前緣河口沙壩、水下分流河道等沙質(zhì)，使其發(fā)生席狀化改造作用，沙質(zhì)大面積分布。② 最大洪泛期，河流攜帶大量泥沙入湖，受頂托湖流作用影響，湖流流速很低，沙泥大面積堆積在先前河道、堤岸及河口區(qū)。(3)第三階段為贛江三角洲進積階段。隨著枯水期的來臨，湖平面下降，在下三角洲平原地區(qū)，退卻的湖水、分流河道內(nèi)的河水沖刷低洼處洪水期沉積的泥沙，并將其攜帶入湖，而河道兩側(cè)堤岸高部位沉積的泥沙受沖刷作用弱，沙泥質(zhì)日積月累、堆積疊置得以保存，這就是贛江三角洲下平原順直河道發(fā)育、蛇曲側(cè)積不發(fā)育而堤岸每年沉積都有增高的原因。在河口沉積區(qū)，縱向壩、橫向壩及分流河道內(nèi)沙質(zhì)沉積發(fā)育，隨著沙泥質(zhì)不斷輸入，壩體逐漸合并、生長演化為堤岸，分流河道不斷向湖區(qū)生長，三角洲前緣逐步沼澤化并演變?yōu)槿侵奁皆练e。在下三角洲平原接近河口區(qū)挖掘的探坑中，均以土黃色粉細沙質(zhì)、中沙質(zhì)等沉積為主(圖4F和G)，表明該區(qū)域的沙質(zhì)沉積物主要是繼承和保留了前期處于前緣部位時的沉積物，這些沉積物經(jīng)過了河道、湖流、波浪等的改造作用。河口區(qū)平均每年淤高1 cm，1973—2000年的26年來，贛江中支尾閭砂體不斷向湖心擴大[28],淤脹寬度最狹為1 km，最寬為2.5 km，淤脹總面積約26.6 km2,平均淤積速率為1.3 km2?？菟诤柚行脑俪珊酉?湖流增大,湖中心以懸移質(zhì)細顆粒的泥沙沉積為主[24]。在此基礎(chǔ)上，推測現(xiàn)今贛江中支形成的淺水三角洲(實地考察部分)可能是數(shù)百年內(nèi)湖平面不斷升降、沙泥質(zhì)不斷進積的結(jié)果。

5　結(jié)　論

(1)贛江淺水三角洲上平原-下平原發(fā)育順直型分流河道，河道兩側(cè)堤岸由高出水面2～3 m減少至河口區(qū)的50～70 cm。河口區(qū)堤岸、岸后沉積物堆積及分流河道向湖生長延伸，與河口壩體的生長、合并有關(guān)。隨著河口壩體的不斷生長、合并，逐漸形成新的堤岸，堤岸之間的分流河道不斷向湖區(qū)生長、延伸。

(2)贛江淺水三角洲上平原河道內(nèi)沙洲的洲頭與洲尾、堤岸近河端，下平原上游的堤岸近河端，下平原下游的堤岸近河端，入湖河口區(qū)的水下分流河道、縱向壩、橫向壩是有利砂體的發(fā)育區(qū)及有利砂體類型。

(3)淺水三角洲垂向上具有早期湖泊相泥-反韻律河口沙壩-下平原與上平原沙泥質(zhì)互層堤岸沉積的演化特征，由于贛江淺水三角洲的河道主要為順直型，正韻律的分流河道砂體不發(fā)育。受探坑挖掘深度所限，揭示的上平原-下平原堤岸沉積、河口區(qū)壩體沉積之下仍有早期壩體、早期湖相泥質(zhì)沉積。

(4)贛江淺水三角洲動態(tài)成因演化過程可分為先期枯水期湖泊沉積階段，湖平面上升至最大洪泛期階段和再次枯水期的三角洲進積階段?？菟谕藚s的湖水、分流河道內(nèi)的河水沖刷低洼處洪水期沉積的泥沙，并被攜帶入湖，河道兩側(cè)堤岸高部位沉積的泥沙受沖刷作用弱，沙泥質(zhì)堆積疊置得以保存，這就是贛江三角洲下平原順直河道發(fā)育、蛇曲側(cè)積不發(fā)育但堤岸每年都有增高的原因。

致謝：參加野外工作的還有羅平教授、袁選俊教授、朱如凱教授、張友焱教授、周紅英高級工程師等，對他們的有益指導(dǎo)與幫助深表謝意！

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Sedimentary Processes, Depositional Model and Sandbody Prediction of Lacustrine Shallow Water Delta: A Case Study of Ganjiang River Delta in Poyang Lake

GAO Zhiyong1,2, ZHOU Chuanmin1,2, DONG Wentong1, BAI Bin1,2, LI Wen3

(1.ResearchInstituteofPetroleumExplorationandDevelopment，PetroChina,Beijing100083,China;2.StateKeyLaboratoryofEnhancedOilRecovery(ResearchInstituteofPetroleumExplorationandDevelopment,PetroChina)，Beijing100083,China;3.SchoolofEarthSciencesandResources,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China)

In order to enhance accuracy of hydrocarbon reservoir prediction in shallow water lacustrine deltaic depositional system, we put forward a new and more comprehensive depositional model based on the deposits of the Ganjiang River Delta in Poyang Lake. Using cores, sketch logs, trenches and laboratory analyses, we described these deposits. Several basic attributes have been recognized for shallow water delta, including: (1) The sand body is comprised of architectural elements including channel bars and levee in both of upper and lower delta plains, and longitude bars, transverse bars in river moth areas, especially unit bars in bar head areas. (2) Normal grading is absent in channel fill sediment in straight channel reach. (3) Facies sequence of floodplain sediment is mainly composed of interbedded mud-sand deposited in flood stage on top, typical with lacustrine mud overlain by reverse-grading upward distributary mouth bars at lower part. (4) The delta formation process is mainly influenced by the climate cycles or flooding events. At low-flow stages mud is deposited in delta front. At high stages, older sediment is reworked, and the interbedded sand-mud is deposited in delta plain. This depositional model quality represents the evolution process of shallow water lacustrine delta, and it would help to identify reservoir sweet spot in subsurface extensive sand body of these kinds of depositional systems.

shallow water delta; depositional model; sandbody prediction; Poyang Lake; sedimentary process

2015-07-15；改回日期：2015-09-20；責(zé)任編輯：孫義梅。

國家科技重大專項“前陸沖斷帶及復(fù)雜構(gòu)造區(qū)地質(zhì)演化過程、深層結(jié)構(gòu)與儲層特征”(2016ZX05003-001)。

高志勇，男，高級工程師，1974年出生，沉積學(xué)專業(yè)，主要從事沉積學(xué)、儲層地質(zhì)學(xué)研究。

Email:gzybox@163.com。

TE121.3

A

1000-8527(2016)02-0341-12