0 前言

自20世纪90年代起，滩坝作为陆相盆地良好的油气储集体受到人们重视。迄今为止，国内针对湖相滩坝已开展了大量研究^{[1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19]}。关于滩坝的成因，目前主流观点是：滩与坝是湖浪或沿岸流在滨浅湖地带改造再沉积形成的沉积体，很多学者也建立了一系列关于滩坝的沉积模式^{[10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19]}。在这些模式中，坝与滩往往呈共生的关系，坝是滩坝沉积体系中的一种特殊情况。

已有一些学者认为滩与坝的成因和发育位置可能不同，认为滩是湖盆滨浅湖处受波浪冲洗与改造形成的，坝则是由波浪或水流作用建造而成的。滩与坝可以共生，也可以分别独立存在，可统一称为滩坝^{[1, 2, 3, 9, 19]}。

本文在国内外大量文献资料查阅以及现代沉积考察的基础上，追溯滩坝定义来源，并从水动力搬运和沉积方式上对湖相滩与坝的差别重新进行讨论，将滩与坝划分为两种能够完全区分的沉积体。

1 滩坝概念的起源与发展 1.1 国外对滩与坝的研究

早在19世纪80年代就有学者开始对滨浅湖沉积过程进行研究^{[20, 21]}。20世纪初，作为海岸带与滨浅湖地区的典型沉积类型，滩与坝逐步成为独立的研究体系^[22]，并基于现代海岸的沉积研究逐步建立了滩坝体系的沉积模式^{[23, 24, 25, 26, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 33]}。

1937年，Warren O. Thompson^[22]在对加利福尼亚地区现代海岸滩与坝研究过程中提出：滩(beach)是滨岸带在波浪作用下形成的与岸线平行、席状展布的沉积体，其向陆一侧与海岸相连；坝(bar)是指在沿岸流作用下沉积于岸线弯折处的沉积体，与海岸之间有水体相间，其形成常由沙嘴开始。1958年Jerry S. Olson^[34]指出与滩伴生出现的沿岸沙坝在湖浪作用下，向湖一侧不断受到侵蚀而向陆一侧不断接受沉积，导致沿岸沙坝不断向岸推进，最终与滩连接在一起。1971年Charles^[35]进一步明确提出海滩剖面存在无沿岸沙坝的海滩与有沿岸沙坝的海滩。沿岸沙坝(offshore bar)指低角度岸坡上沉积的与岸有一定距离的带状沙体，其功能和结构与滩相似，可在波浪的持续作用下发生向岸的迁移。上述Warren O. Thompson^[22]对滩与坝的定义也在Komar^[36]的著作《海滩过程与沉积作用》中得到体现，并指出在不同的水深可发育一系列沿岸沙坝。

沙嘴一端与岸相连，另一端朝着优势沿岸流的方向伸展^[37]，当沙嘴把大陆和近岸岛屿连接起来，沙嘴则变为连岛沙坝^{[38, 39]}。沙嘴、连岛沙坝同沿岸沙坝一样，都属于海岸带堆积地貌，但与沿岸沙坝不同的是，沙嘴、连岛沙坝沉积物主要受沿岸流的纵向运动控制。除了对沙嘴、连岛沙坝的定义与描述以外，Potter^[40]、Shelton^[41]、Davies等^[42]认为障壁岛是发育在潮汐带、平行于海岸的线状沙质沉积体，可把开阔海与障壁湾、泻湖、潮坪分隔开。Davies等^[42]、Reading^[43]指出障壁岛由不断向上堆积的近岸坝、水下碎屑海滩和沙丘带组成。Wright和Short^[44]，Greenwood和Osborne^[45]认为沿岸发育的沙坝与海岸地形密切相关，属于沿岸流作用的结果。这点与Johnson^[38]提出的沙嘴、连岛沙坝成因基本一致。

总结国外自20世纪30年代以来的研究成果可以看出，尽管对沙体的命名不同，但岸线附近存在着两种截然不同的沉积体：一种是在波浪作用下形成的与岸线平行的沙体，分布面积较大，多呈席状或条带状展布，向陆一侧与岸相连，此类一般称之为滩；另一种是在沿岸流作用下沉积于岸线弯折处的沙体，与岸有水体间隔，主要包括沙嘴、连岛沙坝、障壁岛等。而常呈多列展布的沿岸沙坝,尽管是大致平行岸线延伸的水下隆起，但与滩共生、融合，本质上是滩的一部分。

国内吴崇筠、刘宝珺等前辈率先对湖相滩坝进行了探讨^{[1, 2, 3]}，后人对该方面的研究也一直持续至今。但国内在对滩坝的近30年研究中，滩沙与坝沙的定义越来越含混不清，严重影响了对该类储集砂体分布规律的认识。

吴崇筠、刘宝珺等最早提出的滩、坝定义及形成模式与国外认识基本一致^{[1, 2, 3]}，认为滩是在波浪作用下呈砂泥岩频繁互层、分布面积较广、条带状(或席状)展布、大致与岸线平行的沉积体；坝包括沿岸沙坝和沙嘴，常呈长条形与岸平行，之间有湖湾相隔。后期学者们的研究也普遍认为滩与坝是由湖浪或沿岸流在滨浅湖地带改造再沉积形成的沉积体，成分可以是砂砾质、碳酸盐颗粒或二者的混合沉积^{[8, 46, 47]}，并陆续建立了一系列的关于滩坝的沉积模式^{[4, 5, 6, 7]}。但在这些沉积模式中，坝往往被描述成与滩一起共生，或者坝砂是整个滩坝沉积体系中的一种特殊情况，是滩砂在特殊条件下垂向增生、变厚形成的。甚至有学者将破浪带水下形成的沿岸沙坝描述为坝，将沙坝间和冲浪带沉积体描述为滩^[9]，并得到广泛认可^{[7, 48]}。尽管有一些学者认为滩与坝的成因和发育位置可能不同，如1994年朱筱敏等^[18]提出，滩是湖盆滨浅湖处受波浪冲洗与改造形成的，坝则是由波浪或水流作用建造而成的；但同时也认为在实际研究中，因二者难以区分，可统一称为滩坝，并根据其发育位置分为湖岸线拐弯处滩坝、短轴三角洲侧缘滩坝、水下古隆起处滩坝、开阔浅湖滩坝。由此，滩与坝可以共生，也可以分别独立存在^{[9, 19]}。

结合国内外对滩和坝的研究历程对比可以发现，国内在滩坝体系研究中最大的问题是没有对沙嘴类砂体与沿岸沙坝进行明确区分。众多文献中的坝有时指沿岸沙坝，有时指沙嘴等沉积体。从滩与坝定义的起源可知，沙嘴与沿岸沙坝水动力成因不同，是两种截然不同的滨岸沉积体。多年来国内对滩和坝定义的不清晰造成现在湖相滩坝沉积模式难以统一，在滩和坝的水动力特点、形成机制、平面展布、沉积序列、物性特征以及滩和坝之间的关系等方面均存在不同认识，或者根本就没有搞清楚，极大地阻碍了滨浅湖相滩坝储层研究的进展。

2 滨浅湖水动力条件与沉积物的搬运和沉积

滨浅湖地区能够对沉积作用产生影响的水动力主要是由湖浪产生的、运动方向垂直于湖岸和平行于湖岸的水流，习惯上我们将前者称为波浪，后者称为沿岸流。波浪向岸传播带动碎屑物质垂直于岸线运移，称之为横向运动。在沿岸流的作用下，碎屑物平行于岸线运移称之为纵向运动。波浪与沿岸流有成因联系，但二者的运动方式、方向以及对碎屑物质的搬运与沉积作用截然不同，这些不同造成了沉积体的形态与展布方式的明显差异，进一步体现在滩沙与坝沙的明显不同。

波浪从深水进入浅水地带时，水质点运动发生变形，在向岸和离岸振荡流的作用下，碎屑物质可来回运动。随着向岸水深变小，波浪扰动引起的水质点的向岸作用逐渐大于离岸作用(图 1)。在浅水区，粗颗粒因波浪向岸有较大的波峰轨道速度而明显向岸运动；在深水区，细颗粒因较小的波峰流速发生离岸运移，结果造成岸边粗碎屑的堆积^{[36, 49, 50]}。

图 1 浅水波水质点的运动方式与轨道速度分布 Fig. 1 Mode of motion of shallow-water wave and distribution of orbital velocity

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该过程中，波浪向岸发生破碎形成破浪后，因水质点运动速度突然减小导致波浪向岸携带碎屑物的能力变小，致使较多碎屑物沉积下来成为沿岸沙坝，在波浪发生二次破碎的沿岸碎浪带，还可以沉积出多条平行岸线的沿岸沙坝^[50]。

由于波浪直接垂直作用在湖岸地带，所形成沙体广泛堆积在滨湖区，结果形成席状展布的沙体，并随着湖平面的缓慢升降而不断扩展。

2.2 滨浅湖碎屑的纵向运动与沙嘴的形成

在自然界中，波浪传播方向与湖岸线完全垂直的情况非常少见，多数情况下，波峰线与湖岸线都有一定的夹角，使波浪在滨浅湖产生一个平行湖岸的分力，即沿岸流。Ingle^[51]认为波浪愈高、波浪抵达湖岸的夹角愈小，则沿岸流愈强。沿岸流在破浪带和碎浪带内平行于岸线流动，可使碎屑物质形成沿岸线方向搬运的纵向运动。当岸线明显发生向陆地转折时，由于顺沿岸流前方水体变深，水流携沙能力减弱，碎屑物质卸载成一端连接湖岸，另一端向湖延伸的狭长沉积体，常称之为沙嘴。

沙嘴开始形成时速度较快，随着其离岸距离的增大，其延伸速度逐渐降低，而且沙嘴头部常因受到波浪作用形成钩状或反曲状。波浪强度和沉积物供应量的变化会对沙嘴的形态造成极大影响，有时沙嘴根部会被截断，或者其头部被侵蚀掉^[52]。

当沙嘴不断向前延伸，达到与对岸相连时，则形成连岛沙坝、障壁沙岛等。

从滨浅湖地区水动力对碎屑物质的搬运和沉积作用来看，主要发育垂直于湖岸方向的波浪搬运与沉积作用，以及平行于湖岸方向的沿岸流搬运与沉积作用。这两种搬运与沉积作用所形成的沙体形态和分布规律有着明显的差别，这种差别的本质就是滩与坝的成因差异。

平面上，滩与坝有着不同的沉积位置与沉积特征。滩多沉积于湖岸岸线凹进区，与湖岸带紧密相邻，中间无水体间隔，碎屑颗粒以垂直岸线方向的横向运移为主；坝则多形成于湖岸凸出部位，呈巨大的单一条带状沙体，与湖岸间有水体间隔，碎屑颗粒主要沿平行湖岸方向的纵向搬运并沉积，明显受沿岸流的控制，沙体的规模巨大(图 2)。鉴于形成条件具有明显差异，故将坝作为滩的一部分或者一种特殊类型显然是不合理的。

图 2 滩与坝平面分布示意图 Fig. 2 Beach and bar deposition pattern

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当然，坝的边缘尤其是向湖一侧也会发育少量滩，但这是坝的次级亚环境，并不影响坝的本质特征。正如障壁沙坝向海一侧发育海滩一样，而且除了海滩，还会有风成砂、障壁坪，它们共同组合成了障壁沙坝。

4 现代滩与坝的沉积特征与分布规律

现代很多湖泊中都存在滩和坝。通过对呼伦湖(图 3)、贝尔湖卫星图片可以看出，湖的东岸发育大量平行于岸线的沙体，而在湖的西岸则鲜以见到。这是由于呼伦湖、贝尔湖属于大陆性气候，处于西风带，常年盛行西北风，东岸处于迎风侧，风生波浪反复冲刷淘洗东侧湖岸，将粗碎屑物质堆积在岸线的凹进处，形成典型的沙砾质湖滩。而在湖泊南端岸线发生凸出弯折的地方，波浪沿湖岸线方向产生的南向沿岸流将碎屑物质在此卸载，形成长条形延伸的沙坝。由于沙坝头部受较强的湖浪作用，头部沙体向岸发生弯曲。

图 3 呼伦湖卫星图片 Fig. 3 The satellite picture of Hulun Lake

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青海湖也具有类似的现象。因常年受西风影响，沙砾质坝体主要分布在湖泊东南的二郎剑、耳海、海晏湾等沿岸线凸出处。最典型的是正在发育增长的一郎剑、二郎剑沙嘴(图 4)，一端与岸相连，另一端与岸形成一定夹角，向湖中延伸达数公里。这里处于扇三角洲前缘，粗碎屑物质供应充分，因西北风产生强烈的沿岸流，携带粗碎屑物质在向东搬运过程中，遇到凸出弯折的湖岸，前方水深加大，粗碎屑物质便沉积下来，形成典型的坝体。

图 4 青海湖一郎剑、二郎剑卫星图片 Fig. 4 Satellite images of the Yilangjian and erlangjian at the Qinghai Lake

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青海湖也广泛发育沙砾质湖滩，位置主要在湖泊周缘的凹进处。通过对青海湖的实地考察发现，湖滩沙体既有连续成席状展布的，也有呈一系列脊槽状堆积的(图 5)。针对这一现象，部分学者将一系列脊状堆积的沙体当作沿岸沙坝^{[52, 53]}(图 6)。在许多含油气盆地滩坝储层沉积的研究成果^{[10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17]}中也是如此，一般将较厚的凸脊状沿岸沙坝定义为坝，将较薄的或凹槽状薄层砂体划分为滩。但据笔者在青海湖的实地考察发现，这些凸脊状与凹槽状的沙体都是由波浪垂直于岸线搬运和沉积下来的，从机理上说都应该属于滩沙，本文将其分别定义为滩脊和滩槽。

图 5 青海湖二郎剑沙陀寺南侧的脊槽状滩沙 Fig. 5 Ridge-like and trough-like beach in the south side of Shatuosi,Erlangjian,Qinghai Lake

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图 6 青海湖沙沱寺东滨岸剖面 Fig. 6 Section of lake shore in the east of Shatuosi of Qinghai Lake

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对于席状和脊槽状这两种展布形态具有明显差异的滩沙形成机理，可用相对湖平面稳定升降模式(图 7a)和间歇性升降模式来解释(图 7b)。

图 7 相对湖平面两种下降方式所形成滩沙体的形态差异 Fig. 7 Difference of beach sand body shape between the two dropped lake level pattern

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由于气候的干湿交替^[54]等因素，可造成相对湖平面不断升降的往复变化。相对湖平面的变化有稳定升降和间歇式升降^[55]两种模式。在相对湖平面稳定升降期，持续的波浪作用不断将粗碎屑物质搬运和沉积在湖滩上。随着湖平面稳定的上升或下降，粗碎屑堆积形成的滩沙也就不断向岸或向湖泊方向延伸，并被湖水逐渐淹没或者暴露出水面，其结果形成厚度薄且稳定、大面积展布的席状滩沙。

而在相对湖平面间歇性升降条件下，湖平面可在短时间内快速变化并随后在某一位置进入一个相对较长的稳定期。其中，在湖平面快速升降阶段，由于时间短暂，波浪搬运和携带过来的碎屑物质有限，湖岸地带难以形成相对较厚的滩沙堆积，甚至发生缺失；而在湖平面进入相对稳定期后，波浪可将搬运来的碎屑物质不断堆积在湖岸地带。稳定期越长，湖岸地带形成的滩沙就越厚。其结果就是在湖岸地带形成一系列平行湖岸、薄厚相间的脊槽状滩沙，脊与脊之间的滩槽甚至完全可由泥质沉积充填(图 5——7)。随着湖平面再次下降或上升，这些脊槽状的滩沙可暴露出水面或被湖水淹没。

尽管上述两种模式所形成的沙体形态有所差异，但在成因上皆是由波浪垂直作用于湖岸并沉积粗碎屑物质所形成，因此都应当归于滩沙，而并非许多研究成果^{[10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18]}中所认为的滩与坝共生。由于相对湖平面升降的方式不同，滩沙既可以连续成片，也可以呈滩脊、滩槽相间排列的展布方式，沉积水动力都是波浪，因此本质上不能将滩脊认为是沙坝。

据青海湖的实地考察，滩沙的物质来源主要有两方面：其一是降雨产生的大量小型地表径流直接将碎屑物质从高地冲至湖岸地带；其二是沿岸流对三角洲、扇三角洲等砂体冲刷、远距离搬运而来，但在沉积过程中则以波浪作用为主，而非沿岸流作用。

十几年来，在我国陆相含油气盆地滩坝砂体的勘探开发过程中，人们一直试图寻找厚度较大的坝砂，以期获得高产。但从勘探结果上来看，目前发现的所谓滩坝砂体其实均为滩砂，包含了席状滩砂、滩脊、滩槽等不同的形态。

巨厚坝砂的发育，其条件还是比较苛刻的。在陆相含油气盆地中，必须充分了解坝砂发育期的古风向、沿岸流向、古湖岸线形态，只有在具有较稳定风向的条件下，顺沿岸流方向，在古湖岸线发生弯折的凸出部位才能发育坝砂(图 2,3)。

对于目前已经发现的大量滩砂油气储层，其横向上的联通性、厚油层的发育位置也是人们所关心的。这不仅需要通过地层的精细对比来揭示古湖岸线的位置(因滩砂发育在滨湖区)，更需要准确掌握沉积基准面的变化过程。在沉积基准面匀速升降过程中，发育面积广、连续性好的席状滩砂；在沉积基准面间歇性上升过程中，发育条带状围绕湖岸线展布的滩脊和滩槽(图 5－7)。其中，基准面相对稳定阶段，湖岸带发育较厚且窄的滩脊；基准面快速上升阶段，湖岸带的滩砂变薄甚至缺失(图 7b)。

此外，对于所谓湖相碳酸盐滩坝^{[56, 57]}，除了碎屑物质来源和沉积位置不同以外，其沉积过程在本质上与上述陆源碎屑滩坝应该并无差异。

6 结论

1)湖岸地带沙体搬运与沉积的水动力主要是波浪和沿岸流，这两种流体分别产生垂直和平行湖岸方向的搬运与沉积，这是湖相滩沙和坝沙成因上的本质区别。

2)滩沙往往发育在迎浪的湖岸凹进处，可呈大面积展布的席状形态，也可以呈一系列凸凹相间的滩脊和滩槽状；坝沙往往发育在顺沿岸流方向岸线凸出弯折的部位，呈沙嘴或条带状向湖泊方向延伸。

3)相对湖平面升降过程可有稳定升降和间歇性升降两种，分别形成较稳定的席状与脊槽状滩沙。

4)目前陆相含油气盆地中所发现的滩坝砂，应该都属于滩砂的范畴。对于滩砂在平面上的厚油层分布与横向连通性的预测，关键之处是精确把握沉积基准面的变化过程。