沉积模式研究
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发布时间：2022-04-30 17:59
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时间：2022-06-29 23:54
( 一) 湖泊三角洲沉积模式
1. 湖泊环境的三角洲类型
三角洲的形成、发育和形态特征主要受河流作用和蓄水水体能量的相对强度所控制( 姜在兴，2003) ，目前多数学者采用 Galloway ( 1975) 所推荐的根据河流、波浪和潮汐作用的相对强弱来划分的三角洲类型。湖泊作为*环境的汇水盆地，其水动力作用和海陆交互环境存在相似之处，如河流和波浪作用是两者共有的水动力类型; 但是也有很大差异，表现为湖泊中潮汐作用不明显，湖泊水体受假潮、季节性和降雨等的影响，湖泊水位也可以发生频繁变化，并且这种水位的变化可以很大，此外由于风等原因导致的定向水流对湖泊三角洲等沉积物改造的程度也是相当强烈的。在上述因素中，对湖泊三角洲形态及砂体分布起决定作用的因素可以归纳为以下三个方面:
其一，河流沉积物注入和湖水水位的变化，前者是沉积物强制性进积的主要因素，而后者通过周期性改变湖平面的位置，而改变湖水对河流所携带沉积物进行改造的位置，也就是说当湖平面下降时，湖水顶托作用的位置随之下降，受其影响三角洲有快速进积的趋势。因此上述因素可以直接影响沉积物向湖延伸的程度。
其二，湖浪作用，这是由于风等原因所引起的湖水质点波状振动，其结果是在近岸区形成冲洗水流以及导致沉积物向岸和离岸两个方向的往复运动。
图 5 －62 湖泊三角洲的三端元分类
其三，湖流，这里说的湖流不同于海流，是指由于风等原因导致的湖水定向流动。湖流的成因一方面是风的吹扬作用，同一湖泊中一年四季风的方向和强度并不相同，在风的吹扬作用下，湖水可以发生快速流动，特别是在强风作用下湖水中可以形成风暴潮，形成高速、高强度单向运动的水流，这种水流可以搬运砾石和大块的泥砾。另一方面原因是河成流水的作用，很多湖泊都属于畅流湖盆，无论湖泊大小，上游来水总是存在向下游方向运动的明显趋势，在这种情况下，和该方向垂直和斜交的沉积体不可避免地要受这种湖流的侵蚀和改造。
正因为如此，湖泊三角洲在分类上不能套用海相三角洲的划分方案。湖泊中三角洲可以根据其成因及形态分为以下主要类型 ( 图 5 －62) :
( 1) 河控 － 水位控三角洲，这种类型的三角洲形成于湖浪及湖流作用相对较弱的环境中，在某些方面和海洋中河控三角洲相似，但湖泊中由于物源供应充足，加上湖水水位的周期性升降变化，促使三角洲往湖心方向快速进积，三角洲可以形成羊角状、火焰状、绺状等形态 ( 图 5 －63) ，其特征和密西西比河入海所形成的三角洲的鸟足状形态具有明显的不同 ( 在现代湖泊环境中没有发现与之类似的形态) 。在沉积相发育特征上，这种三角洲的前缘亚相的水下分流河道发育，而分流河口砂坝及远砂坝发育较差;平原亚相发育较差，仅仅在水下分流河道的上部叠加了陆上分流河道及陆上天然堤。这种类型的三角洲如果物源供应充足，在季节性水位变化的影响下，三角洲快速向前延伸，甚至出现水下分流河道特别发育的三角洲 “河道化”的特点 ( 图 5 －64) 。
图 5 －63 洞庭湖河控 － 水位控三角洲
图 5 －64 鄱阳湖河控 － 水位控三角洲( 注意图片中部及北部三角洲的河道化。低水位期的卫星照片)
图 5 －65 岱海湖东部湖浪控三角洲
图 5 －66 呼伦湖西南岸湖流控三角洲
图 5 －67 呼伦湖北岸湖流控三角洲
图 5 －68 青海湖北岸湖流控三角洲
图 5 －69 鄱阳湖三角洲 ( 树冠状)
图 5 －70 青海湖布哈河三角洲 ( 叶状)
图 5 －71 蒙古 Hyargas 湖北岸扇三角洲裙 ( 毡帽状)
图 5 －72 东平湖三角洲 ( 帚状)( 图 5 － 63—图 5 － 72 照片均来自于 Google Earth)
( 2) 浪控三角洲，主要受湖浪控制，湖浪作用方向大致和三角洲入湖方向相反。三角洲多呈现盾状—鸟嘴型形态 ( 图 5 －65) 。这种三角洲前缘远砂坝、分流河口砂坝等相对较明显，最主要的特点是这些类型沉积砂体的延伸方向并不是沿河道向湖心延伸，而是在湖水 － 湖浪的改造下，在水下分流河道两侧以小型侧向砂坝的形式斜列式逐次向湖心延伸; 三角洲平原陆上分支河道短而清晰，多呈单一的弯曲状形态。分流河道间、支流间湾及水下支流间湾不发育。
( 3) 湖流控三角洲，物源供应较弱，而受湖流的改造较强，湖流作用方向和三角洲入湖方向斜交，受湖流作用的影响，三角洲延伸到一定位置后再难于继续生长，河流沉积物刚沉积下来或在沉积过程中即受湖流侵蚀、并往湖流方向搬运，三角洲显示出明显的侧向发育特征 ( 图 5 －66) ，或向湖流方向发生明显的偏移，形成一种特殊的不对称形态( 图 5 － 67) 因此也可以称为侧向三角洲或不对称三角洲。这类三角洲在相带展布上三角洲平原相对发育较好，而三角洲前缘亚相一般表现为在湖流下游方向形成席状砂、散落型砂坝，甚至形成大致垂直于河流方向，并沿湖流方向长距离延伸线状砂坝 ( 图 5 － 68) 。也可以没有明显的三角洲前缘沉积砂体的发育，水下支流间湾不发育。
( 4) 过渡类型三角洲，受两种因素共同作用的特征较为明显，如河控 － 水位控和浪控间偏前者的树冠状三角洲 ( 图 5 －69) 和偏后者的叶状三角洲 ( 图 5 －70) 、浪控及湖流控的 ( 带花翎的) 毡帽状三角洲 ( 图 5 －71) ，以及河控 － 水位控及湖流控的帚状三角洲等 ( 图 5 －72) 。
图 5 －73 东营凹陷构造 － 层序综合图( 据姜在兴，2003)
2. 牛庄洼陷沙二段三角洲沉积模式
作为东营凹陷的次级构造单元，牛庄洼陷自新生代以来经历了古近纪裂陷运动及新近纪拗陷运动等两次一级构造事件，以及多次二级及*构造运动的改造。其中裂陷期可以划分出裂陷Ⅰ幕、Ⅱ幕及Ⅲ幕 ( 图 5 －73) 。
在盆地的裂陷运动中，往往是早期拉张应力的作用而发生沉降，使湖泊处于扩张; 然后洼陷处于逐渐的充填和萎缩阶段。湖泊扩张时期湖盆面积不断加大，水深大、水动力强，而处于每一阶段开始和终止时期的萎缩阶段，湖盆面积小、水体浅，水动力较弱。如前所述，本书研究的时期实际上包含了沙三上—沙二段的盆地演化时期，在构造上经历了裂陷Ⅱ幕和Ⅲ共同作用，即裂陷Ⅱ幕的晚期和裂陷Ⅲ幕的早期。在裂陷Ⅱ幕的晚期，牛庄洼陷总体处于湖盆的萎缩阶段，湖盆扩张期时间相对较短;而在裂陷Ⅲ幕的早期，即沙二段上亚段开始，在研究区本次研究的时间跨度内，牛庄洼陷总体处于湖泊的扩张阶段 ( 图 5 －74) 。
( 1) 湖泊扩张期三角洲沉积模式。扩张期雨量充沛、河流流量充分，湖泊水体不断向岸扩展，湖水加深、湖面加大，受其影响湖泊受风面积加大，湖浪活动随之加强，三角洲类型以浪控和河流沉积物的注入的特征相对明显;而湖流也可产生一定的影响，由于湖浪和湖流的作用，三角洲的进积速度相对降低，在物源供应较充分的地区三角洲的破坏特征仍然较明显，因而在多数情况下，三角洲在形态上以盾状或盾状与树冠状的复合形态为主。这种环境所形成的三角洲水下分流河道较好，分流间湾、远砂坝等发育较差，三角洲前缘分流河口砂坝相对发育较好。分流河口砂坝成因的单砂体具有向前延伸较小，而向两侧延伸程度较高的特征，而且受湖浪的影响三角洲前缘席状砂或小型侧向砂坝常较发育，此外在三角洲邻近的区域还可能形成一定规模的滩坝沉积体。除扩张期外，湖泊高水位期的早期也常见这种模式。
受物源供应强度等因素的影响，牛庄洼陷沙二段多数沉积阶段的早期三角洲向湖推进迅速，此后湖泊的改造作用增强，三角洲的外端则常呈现盾状，也即在水下分流河道形沉积的外端叠加了盾状的三角洲前缘沉积体 ( 图 5 － 41，图 5 － 44) ，总体上主要呈现伞形的形态。并且受湖平面、物源供应阶段性等因素的影响，三角洲在形态上也常具有明显的期次性特点，如呈现多级次伞形三角洲的叠加 ( 图 5 －50，图 5 －54) 。
图 5 －74 牛庄洼陷沙二段湖泊扩张期沉积模式
图 5 －75 牛庄洼陷沙二段湖泊萎缩期沉积模式
( 2) 湖泊萎缩期三角洲沉积模式。萎缩期湖泊水深较小，湖域面积也较小，波浪作用强度减弱，但湖水深浅的变化较快，而且受季节性的变化非常明显。受其影响，三角洲具有高建设性特征，三角洲快速进积，其形态以羊角状、火焰状为特征，在相带展布上以水下分流河道特别发育为特征 ( 图 5 － 47 ～ 图 5 － 49) ; 水下分流河道呈长条状分布，在向湖心的延伸过程中也仅出现少量分岔，在靠近河口的位置分岔也很少，并出现一些分流河口砂坝及远砂坝沉积。总体而言，这种环境所形成的三角洲，其分流河口砂坝、远砂坝、分流河口席状砂等发育较差，仅在湖平面最小期的岸线附近出现，其规模也相对较小，其形态也可能会出现沉积物注入和湖浪共同改造的特点。水下支流间湾也发育较差，水下分流河道两侧形成沿河道分布的带状越岸沉积 ( 图 5 － 47 ～ 图 5 － 49) 。三角洲平原发育也较差，受三角洲前缘形态的明显影响，一般只是水上分流河道和水上天然堤的部分较发育，水上支流间湾相带很窄。
此外，由于三角洲各个朵叶体位置的差异以及湖水水动力强度的不同，各个朵叶体的发育特征是不同的，如有的延伸特别快、也特别远，甚至具有河流相的形貌特征 ( 图 5 －47 ～ 图 5 － 49、图 5 － 75) ，而有的则相对延伸距离较短，具有树干 + 树冠状三角洲的特征( 图 5 － 75) ，甚至出现 “河流和三角洲共存”的现象。
( 二) 滩坝沉积模式
滩坝砂体为一种近岸浅水砂体，主要发育于沉积物源丰富、古地形差异较小、波浪作用持续稳定的场所，常发育于陆相断陷盆地的缓坡带，其中又以宽缓斜坡带最为发育。宽缓斜坡带是指开阔箕状断陷盆地中宽度比较大、坡度较缓的斜坡，一般指凸起至湖盆中心的水平距离与湖盆深度的比值大于 7 的地带 ( 地层倾角小于 8°) ，该类缓坡一般是在基岩古地貌上面发育起来的缓坡，断陷期断层较少，古地貌形态控制断陷期地层的发育和圈闭的形成 ( 李丕龙，2003) 。
滩坝砂体多分布于湖泊边缘、湖湾、湖中局部隆起周围的缓坡侧的滨—浅湖地区，离开河流入口处，以迎风侧波浪较强的湖岸处发育最好。滩坝砂体的组成物质来自附近三角洲或其他近岸浅水砂体，经湖浪和湖流再搬运，经过反复的淘洗筛选，砂岩的成熟度很高，含泥少，中细砂和粉砂最常见，也有少量砾石，并常含鲕粒、生物贝壳和重矿物富集条带，砂岩胶结物常为钙、铁等化学物质。常见波状、波状交错层理，围岩是灰绿色、浅灰色含湖相化石的滨—浅湖泥岩。滩坝发育模式可简单地表示为图 5 －76。
图 5 －76 滩坝沉积简单图示( 据李丕龙，2003，有修改)
1. 滩坝砂体的分类和基本特征
据砂体形态和产状，可分为坝砂体和滩砂体两种。
( 1) 坝砂体。坝砂体泛指水下砂坝、砂嘴以及它们露出水面后形成的堤岛。岩性剖面为厚层砂岩与厚层泥岩的互层，砂层层数少但单层厚度大，几米甚至更厚。产状为与岸线平行的细长条带状砂体，可能出现几排，与岸之间可能有湖湾相隔。砂体横剖面呈底平顶凸或双凸形的透镜体，底部发育冲刷面和滞留沉积。在砂坝沉积的底部或者是顶部，有时可见坝体侧向迁移而形成的逆粒序，沉积构造主要发育有水平层理、小型交错层理、波状交错层理、低角度楔状交错层理。厚度较大时 ( 坝主体) ，其自然电位及视电阻率曲线可以表现为箱形特征。
根据坝砂沉积体形成的岩相古地理特征，可以细分为近岸砂坝和远岸砂坝两种类型( 图 5 － 77) 。
近岸砂坝。近岸砂坝是指靠近湖岸分布的砂坝，沿古湖岸呈条带状或与湖岸线呈一定的交角。主要有灰绿色、灰色粉细砂岩和含砾砂岩组成。单个砂坝体的自然电位曲线呈漏斗形。砂坝体之间以滨浅湖泥和席状砂相分隔，说明近岸砂坝在沉积区重复叠置发育。单个砂坝按垂向层序和平面展布分为坝前、坝主体及坝后等沉积单元。
图 5 －77 王家岗地区沙四上滩坝砂体发育位置关系( 据张金亮，有修改)
坝后位于砂坝靠岸方向，以静水环境所沉积的细碎屑为主; 坝前为砂坝向湖侧的沉积，湖浪冲洗 － 回流浪改造的特征清楚，沉积物缺乏滚动组分，跳跃次总体含量低，一般为 30% ～50%，悬浮次总体高达 50% ～70%。滩坝主体微相是滩坝的主体部分，沉积水动力较强，沉积物粒度最粗，为结构成熟度最高分布区，由滚动、悬浮、跳跃三个次总体组成，滚动次总体占 1% ～ 5%，跳跃次总体高达 80% ～ 90%，悬浮次总体 10% ～ 20%，同时累积曲线较陡，分选较好。
显微镜下观察可见，近岸砂坝的结构成熟度中偏低，颗粒支撑，但常见杂基，杂基含量由坝前微相向坝主体微相呈减少的趋势，往坝后又迅速增加。颗粒的粒径也随之由坝后微相至坝主体增加。这表明由坝前过渡到坝主体的沉积过程中，水体变浅，波浪能量增加。成分上近岸砂坝砂岩的石英含量为 42% ～ 50%，长石含量为 32%，碎屑含量 20%( 李丕龙，2003) 。
图 5 －78 屏障湖湾粒屑滩沉积示意图( 据张守鹏，2002)
近岸砂坝的形成是湖浪和湖岸等作用的结果。湖浪作为一种侵蚀和搬运的动力在湖滨浅水区非常活跃，湖浪对湖底和湖岸进行冲刷并搬运碎屑物质，形成各种侵蚀和沉积地形。湖浪能够对沿岸扇体的碎屑颗粒反复的淘洗，并以沿岸流的形式向外搬运，使沉积物质搬运到扇体的侧向发生沉积，沉积体的形态一般呈长条形或呈条带状 ( 图 5 － 78) ，大致和湖岸地形平行或与岸呈现一定的交角。
远岸砂坝。远岸砂坝距离湖岸较远，东营凹陷南坡许多层位都有发育，岩石由灰色、灰绿色细砂岩和粉砂岩组成。单个砂坝的自然电位曲线呈现出明显好于席状砂的钟形和漏斗形，远岸砂坝一般呈现复合相序，包含向上变细和变粗两种剖面结构，以向上变粗的反韵律为主。平面上远岸砂坝向湖心一侧与浅湖席状砂和浅湖泥相接，向岸一侧与滨浅湖席状砂和泥岩接触。远岸砂坝的垂向层序和近岸砂坝相同，由坝前、坝主体和坝后等沉积单元组成。坝前位于砂坝层序的底部，由灰色泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩组成，具有水平层理和脉状、波状层理等，其底部常具有小型的冲刷面及顺层排列的泥砾，少见或者缺少生物扰动构造。砂坝主体位于层序的上部，由灰色、褐灰色粗粉砂岩和细砂岩组成，砂岩分选中等偏好，以粗粉砂和细砂岩为主; 磨圆度以次棱角—次圆状为主; 颗粒支撑，杂基较少，结构成熟度较近岸砂坝稍高; 沉积构造复杂、变化也快，从下往上依次出现波状层理、波状复合层理、压扁层理、浪成交错层理、低角度交错层理、冲洗层理，浪成交错层理、压扁层理和波状层理等。坝后主要为静水环境中形成的泥质沉积物及沼泽化沉积，沉积构造以水平层理为主。
图 5 －79 远岸砂坝形成模式图
粒度分析表明，坝前微相砂岩由跳跃和悬浮两个次总体组成，无滚动组分。跳跃次总体分选较好达30% ～ 50% ，悬浮次总体为 50% ～70% 。砂坝 主 体 微 相由 滚 动、跳跃和悬浮三个次总体组成。滚动次总体为 1% ～ 5%，跳跃次总体明显低于近岸砂坝，悬浮次总体占 30% ～50% 。远岸 砂 坝 分 选 性 较 好。自 然电位及视电阻率曲线表现为高 － 中幅指状。孔渗性均较好，属良好储集层 ( 李丕龙，2003) 。
远岸砂坝的形成和湖盆内古水下高地等不同幅度正地形的发育有关。湖水在波浪作用下形成湖流，当湖流携带沉积物流经水下正地形的时候，流速降低，沉积物发生卸载作用而沉积下来形成水下浅滩，水下浅滩逐渐沉积加高露出水面而形成砂坝，随沉积作用的进行在早期形成的砂坝的周围会以相同的成因形成更多的砂坝沉积体，在湖泊的低水位期，砂坝暴露水面经受风的改造，并由此形成砂坝的复合体( 图 5 － 79) 。
在沉积体形态上，远岸砂坝不是呈现如近岸砂坝的条带状，而是主要以新月形为主 ( 图 5 －80) ，砂坝复合体总体呈现弧形、未封闭的环形或椭圆形，其内侧为相对静水的沉积。
图 5 －80 峡山水库砂坝的形态
( 2) 滩砂体。滩砂有时也称为席状砂，主要是由中薄层的灰岩、灰绿色的粉砂岩、泥质粉砂岩组成，垂向上的层序具有多变的性质，主要发育波状层理、脉状层理，也可以发育有压实变形层理、砂球构造等，见炭屑、双壳、螺类等生物化石。测井曲线上可以表现为相对低幅的指状。
根据滩砂所处的位置、沉积作用和岩性组合特征等，滩砂可以进一步的划分为滨岸滩砂和水下浅滩。滩砂呈席状强反射，连续性好，但由于砂体的厚度较小，在常规的地震剖面上难以识别。
滨岸滩砂。滨岸滩砂微相形成于滨浅湖亚相的近岸带。这一带水动力较强，湖浪和湖流的作用大。岩性为砂岩与浅灰色、灰绿色泥岩互层。砂岩以含钙质、含泥质长石粗粉砂岩为主，常含有藻屑，表鲕、生物等。滨岸滩砂单层厚度小于 2m，常见波状交错层理、波状层理、旋卷层沉积构造及少量的植物化石碎片、鱼化石碎片和泥质砾屑等。
滨岸的粒度曲线呈两段式，反映只有跳跃次总体和悬浮次总体。悬浮次总体斜率低，分选略差，含量为 40%，跳跃次总体斜率较高，分选好，含量为 60% ～70%。跳跃次总体含量较高是滨岸滩砂微相的重要特征，反映滩砂沉积时水很浅，水体动荡程度高，沉积颗粒以底负荷的搬运为主。
滨岸滩砂由滩砂后缘、滩坪和滩砂前缘等微相组成，在垂向剖面上的特点是砂岩与泥岩呈频繁的较大的互层中又套次一级的微细的互层，砂层的层数多但是厚度薄，粒序不明显，自然电位曲线呈较薄的指状，平面上呈较宽的条带平行于岸线分布。
水下浅滩。水下浅滩形成于离岸较远、湖底较平的滨浅湖地区，是其主要的沉积相带。水下浅滩水浅但始终位于水下，波浪和湖流作用明显。岩性为浅灰、灰绿色粉砂质泥岩、泥岩和粉砂岩的薄互层。水下浅滩包括浅滩主体和浅滩边缘等沉积微相。
牛庄洼陷沙二段滩坝沉积发育，滩坝主要发育于开阔浅湖环境，其物源供应不强、水体较清澈的层序Ⅳ湖侵体系域沉积时期，滩坝的类型以远岸砂坝为主，可以形成大面积连片分布的水下浅滩—远岸砂坝沉积。
