浅水湖盆三角洲是近年来沉积学领域的研究热点之一。随着我国陆相盆地油气勘探开发的不断深入，发现大型坳陷湖盆内存在一种特殊类型的三角洲，即浅水湖盆河控三角洲^{[1, 2, 3, 4]}。浅水湖盆河控三角洲多形成于地形十分平缓，地层倾角很小，大地构造背景处于基底整体一致下降的坳陷时期^{[3, 4]}，盆地沉降速度明显减慢，气候变得相对干燥，沉积区坡降平缓，地形平坦，湖水很浅，湖面大规模快速下降、收缩，同时受气候季节性、周期性变化的影响，湖面波动频繁，由此引起湖岸线摆动大而迅速，周边碎屑物质供给较丰富，沿盆地长轴缓坡方向注入湖盆形成独特的大型浅水湖盆河控三角洲的沉积体系，其在骨架砂体类型、垂向沉积层序及相带分异等的方面与正常三角洲存在很大的差异^{[5, 6, 7, 8, 9]}，在松辽盆地白垩系、鄂尔多斯盆地延长组、渤海湾盆地新近系及现代的鄱阳湖赣江三角洲等大型湖盆均有发现^{[10, 11, 12, 13, 14]}。浅水湖盆河控三角洲前缘亚相砂体广泛分布，并以砂体薄、规模小、多样化为主要特征^{[15, 16]}，与经典三角洲沉积模式中三角洲前缘发育大规模、厚层河口砂坝沉积特征存在较大差异。目前它们绝大部分在油田开发中动用程度较差，是东部老油田增储稳产的主要目标区域，精细解剖和深入认识浅水湖盆河控三角洲前缘亚相单砂体成因、分布特征及沉积模式显得尤为迫切。

松辽盆地北部永乐地区位于松辽盆地三肇凹陷的最南端，葡萄花油层沉积时期发育典型的浅水湖盆河控三角洲前缘沉积^[4]。本文以松辽盆地北部永乐地区葡萄花油层为例，利用5口井岩芯、约400口井测井资料及三维地震资料，结合鄱阳湖赣江三角洲现代沉积和鄂尔多斯盆地多个野外露头，深入剖析浅水湖盆河控三角洲前缘沉积特征、砂体成因类型及分布特征，并开展其沉积模式的有益探讨，以期完善该类三角洲沉积模式。 1 浅水湖盆河控三角洲前缘沉积特征 1.1 水下分流河道限定性强，顺源、带状、密集展布，构成骨架砂体

浅水湖盆河控三角洲形成于地形十分平缓的背景下，河口区不利于沉积物的大规模卸载，且湖水较浅，后期对沉积物的改造能力有限，因而三角洲前缘亚相砂体与正常三角洲相比相对不发育。由松辽盆地北部永乐地区葡萄花油层高密度井网条件下的沉积微相图与鄱阳湖赣江三角洲现代沉积卫星图片可清晰揭示出其骨架砂体为大量、密集(平均分布密度1.02/ km)、窄的(多为50~300 m)水下分流河道砂体(图 1,2)，砂体较连续且水下延伸较远，直至消失变成薄的水下薄层砂(河口坝或席状砂)，具明显河控性，呈现以水下分流河道砂体为中心的顺源、条带状砂体分布模式。

图 1 松辽盆地北部永乐地区葡萄花油层5小层沉积微相图 Fig. 1 Sedimentary microfacies of 5 sub-layers of Putaohua oil layer in Yongle area of Songliao Basin

图选项

图 2 鄱阳湖枯水期(左)、洪水期(右)沉积环境变化遥感图(据邹才能等，2008) Fig. 2 Remote sensing map of sedimentary environment changes in the dry period (left) and the flood period (right) of Poyang Lake (after Zou,2008)

图选项

地形平缓和浅水背景造成浅水湖盆可容纳空间有限，加之沉积物供给充分，水下分流河道向湖延伸较远，直接叠置(或切蚀)于水下薄层砂(河口坝或席状砂)、水下分流间湾和前三角洲亚相泥岩之上，造成垂向沉积序列间断(图 3)。河口坝发育需要较强的湖水能量和较陡的河口区地形^[12]，浅水湖盆水动力较弱，地形平缓，沉积物较难大规模卸载，而是受河流影响向湖盆更深处迁移，保存难度大。因此，浅水湖盆河控三角洲河口坝不甚发育，多以水下薄层砂形式发育(图 1)，形成了与经典三角洲对比鲜明的沉积特征。

图 3 松辽盆地北部永乐地区葡萄花油层单井沉积微相分析图(Zh29井) Fig. 3 Sedimentary microfacies of the drilling well of Putaohua oil layer in Yongle area of Songliao Basin

图选项

浅水湖盆河控三角洲虽然平面上可以划分出三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲亚相，但各亚相分异不完善，边界不清晰，呈现明显过渡演化关系。首先，在三角洲下分流平原区发育较大范围的近岸过渡带。由于地势平缓，且水体较浅、湖平面升降频繁^[12]，即使较微弱的湖平面升降也会波及较大区域，致使水下分流间湾长期处于弱氧化、弱还原沉积环境中而形成杂色(或暗紫色)泥岩或紫红色泥岩与灰绿色泥岩互层特征(图 3)。如鄱阳湖赣江三角洲洪水期下三角洲平原主体位于湖平面之下(图 2)，水下分流河道进一步分汊，形成末端分流河道系统及水下分流间湾；枯水期则下三角洲平原主体位于水上，在洪水期形成的末端分流河道与末端决口扇体系展露无遗，洪水期水下分流间湾与主湖区隔离形成残留湖^[12]。其次，在三角洲外前缘区发育明显浅湖沉积区。由于河流作用明显，水下分流河道在水下延伸很远，在枯水期甚至延伸至湖盆中心^[12](图 2)，仅在湖盆陡岸一侧形成面积局限的前三角洲沉积，且多以浅湖沉积为主，而经典三角洲的前三角洲亚相多以深湖、半深湖沉积为主，二者存在明显差异。

由于浅水湖盆河控三角洲形成于地形平缓、无明显的坡折带发育的构造背景下，因此较难形成Gilbert型三角洲的三褶结构，前积作用不明显^[17]，在纵向剖面上形成多旋回加积层序，地震剖面上多表现为叠瓦状、(亚)平行特征(图 4)，极少见S形前积反射结构。

图 4 松辽盆地北部永乐地区葡萄花油层地震反射特征图 Fig. 4 The seismic reflection characteristics of Putaohua oil layer in Yongle area of Songliao Basin

图选项

由松辽盆地北部永乐地区葡萄花油层高密度井网条件下的沉积微相研究与鄱阳湖赣江三角洲现代沉积调查不难看出，浅水湖盆河控三角洲前缘砂体成因类型较单一，主要发育水下分流河道砂体和水下薄层砂体，水下薄层砂体进一步可分为特征不典型的河口坝和分布范围有限的席状砂，由于二者沉积特征、成因机制、分布模式等相似，本次研究将其统一归为水下薄层砂体。 2.1.1 水下分流河道砂体

(1) 水下分流河道的河型

水下分流河道的河型决定其砂体的分布模式^{[18, 19, 20]}。通过对鄱阳湖赣江三角洲最大枯水期22条水下分流河道的河型分析揭示出水下分流河道延伸长度多为1~5 km，宽度大多小于50 m，河型以低弯度或顺直型为主(图 5)。松辽盆地北部永乐地区葡萄花油层高密度井网条件下单砂体解剖也揭示了类似特征(图 1)。马世忠等^[18]对现代41条水下分流河道的河型统计表明，顺直型水下分流河道是最常见的河型，其他类型较少见。

图 5 鄱阳湖赣江三角洲最大枯水期水下分流河道河型分析图 Fig. 5 The river type of underwater distributary channel in the dry period of Ganjiang delta of Poyang Lake

图选项

(2) 水下分流河道砂体分布模式

由于河流从陆上注入蓄水盆地并向前延伸，经历不同的沉积环境，其地貌、水动力等特征差异较大，随着分流河道入海／湖及离岸水深增加，由于河流能量减弱及河流限定性逐渐变差，水下分流河道呈增宽趋势，下切深度逐渐减少至消失，水下分流河道特征逐渐不明显，最终变为末端或河控的水下薄层砂。为此，根据洪、枯水期的水位线位置及蓄水盆地水深、水动力、河流能量等条件，将水下分流河道细分为4段(图 6)。

图 6 水下分流河道沉积模式图(据马世忠等略改，2012) Fig. 6 The sedimentary model of underwater distributary channel(Modified after Ma,2012)

图选项

①高低水位间过渡段，即陆上分流河道与水下分流河道的过渡带，其洪水期处于水下、枯水期处于水上，该段水下分流河道继承陆上分流河道的特征，以向下切蚀能力强、限定性强为特征，两侧发育小规模不连续、顺源、带状薄层砂沉积(图 7a)。

图 7 浅水湖盆河控三角洲水下分流河道的露头沉积特征 a.高低水位间过渡段沉积特征(鄂尔多斯盆地汝萁沟地区延安期，图片来源文献[21])；b.近岸浅水段沉积特征 (鄂尔多斯盆地白芨沟地区延安期，据①)；c.中岸中等水深段沉积特征 (鄂尔多斯盆地金锁关地区延安期，据①) Fig. 7 Sedimentary characteristics of the outcrop of underwater distributary channel of shallow lacustrine fluvial-dominated delta

图选项

②近岸浅水段，即长期处于近岸浅水环境下(枯水期水位线以下)仍具有明显向下切蚀能力的半限定性水下分流河道段(图 7b)。由于极浅的湖水对河道影响较小，但不可忽略，河道沉积特征仍很明显，河道两侧水下薄层砂的连续性变好和规模变大，“河控带状体”平面规模变大。

③中岸中等水深段，即近岸浅水段向盆一侧的中等水深带发育的逐渐失去向下切蚀能力和限定性的水下分流河道段(图 7c)。河流能量大大减弱，蓄水体能量增强，河道沉积特征不明显，河流定向水流呈长扇形扩散，形成席状化水下分流河道末端段，但仍具有明显河控性。

④远岸深水段，河流能量大大减弱，以蓄水体能量为主，河道沉积特征很不明显。

通过对松辽盆地北部永乐地区葡萄花油层高密度井网条件下单砂体解剖和鄱阳湖赣江三角洲前缘现代沉积调查发现，水下薄层砂体垂向上多期、薄层叠置，平面上伴生于河道两侧、顺源(与湖岸线近于垂直)、窄带状分布，分布范围局限，密井网(250 m井距)控制下，在垂直于走向方向较少被三口井同时钻遇，宽度多在500 m以内(图 1)。根据水下薄层砂所处三角洲前缘亚相的区位(或水下分流河道段)不同，可分为4类分布模式(表 1)。A、B模式一般发育于三角洲内前缘水下分流河道带(过渡带、浅水带和中等水深带)；C、D模式一般发育于三角洲外前缘(远岸深水带)，该区位波浪作用强于河流作用；D模式发育区位的波浪作用要强于C模式，且碎屑物质供应充足。前三类模式在平面顺物源方向可以共生，C与D在平面顺物源方向上一般不共生。

利用鄂尔多斯盆地的野外露头、鄱阳湖赣江三角洲现代沉积和松辽盆地北部永乐地区葡萄花油层地下岩芯、测井、地震等资料精细解剖及分析表明，浅水湖盆河控三角洲前缘亚相发育大量、密集(平均分布密度1.02/ km)、窄的(多为50~300 m)水下分流河道砂体，砂体连续且水下延伸较远，直至消失变成薄的薄层砂(河口坝或席状砂)，河口坝砂体不发育，更多表现为薄层砂特征。每支水下分流河道构成了由中心向两侧及前方：水下分流河道→薄层砂核部→薄层砂边缘→水下分流间湾的平面微(能量)相序列，形成了三角洲前缘独具特征的“河控带状体”，该类“河控带状体”是浅水湖盆河控三角洲前缘砂体的基本构成单元。水下分流河道控制的平面多支、垂向多层的“河控带状体”空间叠置关系控制了三角洲前缘砂体分布特征与分布模式。

高低水位间过渡带对应水下分流河道高低水位间过渡段，其在高水位期处于水下，低水位期处于水上，以近岸的过渡沉积为主。古湖岸越缓、古湖面变化越大，该带越宽。该带水下分流河道表现较为明显的限定性特征，以顺直河型为主，河流作用较强，沉积物质供应充足，形成以水下分流河道砂体为中心的连续、窄带状河控带状体，发育小规模水下薄层砂沉积，顺河道两侧不连续分布，为高水位期水下分流河道溢岸沉积(图 8)，垂向上薄层砂呈现多期分布特征，可代表湖平面波动次数。水下分流河道间湾以大面积细粒泥质沉积为主，由于长期处于弱氧化、弱还原沉积环境，水下分流间湾以杂色(或暗紫色)泥岩或紫红色泥岩与灰绿色泥岩互层为主要特征(图 3)。

近岸浅水带对应水下分流河道近岸浅水段，仍以水下分流河道沉积为主，其具有限定性、半限定性河道及明显水下切蚀能力、河道沉积特征明显等特点，并控制了该区带微相类型、平面序列、分布、位置和规模等。每支水下分流河道构成了由中心向两侧及前方：“水下分流河道→水下薄层砂(多为泥质粉砂岩)→水下分流间湾(多为泥岩或粉砂质泥岩)”的平面微相序列(图 8)，水下分流河道为该区带的骨架砂体，控制了“河控带状体”的组合特征和内在特征，构成该区带的沉积主体。由于受湖水长期作用，近岸浅水带的水下薄层砂相对高低水位间过渡带更发育、更连续，但仍然发育于分流河道两侧的有限范围内，水下分流河道砂体与薄层砂之间存在明显过渡关系(图 7b)，进一步说明较浅的湖水对河道影响较小，但不可忽略。水下分流间湾多以灰色、灰绿色泥质沉积为主。

图 8 浅水湖盆河控三角洲前缘砂体分布特征与沉积模式图 Fig. 8 Sandbody distribution and depositional model of shallow lacustrine fluvial-dominated delta front

图选项

由于水深进一步增大，湖水顶托作用进一步增强，湖水对于水下分流河道沉积的改造进一步增强。中岸中等水深带(对应水下分流河道中岸中等水深段)的河流定向水流逐渐呈长扇形扩散，水下分流河道逐渐失去水下切蚀能力和限定性。取而代之的是基本无水下切蚀能力和限定性的水下分流河道末端及其控制的薄层砂(河口坝或席状砂)沉积，薄层砂呈较大面积分布，但呈明显的河控性，以水下分流河道末端为中心，向两侧、前方依次为：“水下分流河道末端→水下薄层砂核部(以粉砂岩为主)→水下薄层砂边缘(以泥质粉砂岩、粉砂质泥岩为主)→水下分流间湾(以泥岩为主)”的递变特征(图 8)。这种沉积特征说明此时是湖水相对较深、离岸较远的时期，水下河流能量已经较弱，河流携带的砂质载荷大幅减少、泥质载荷增多；加之湖底平缓、绝对水深较浅，波浪能量很弱，致使该区仍以河流余能为主，形成水下分流河道末端及其控制的河控薄层砂，二者边界呈现明显渐变过渡关系，甚至无明显边界。水下分流间湾以灰绿色、深灰色泥质沉积为主，甚至出现块状黑色泥岩。

远岸深水带对应水下分流河道远岸深水段，主要为浅水湖盆河控三角洲前缘亚相的外前缘区，远离物源，沉积物供给不足，沉积物粒度明显变细，多以泥质粉砂岩和粉砂质泥岩为主。河流作用很不明显，甚至无河道特征。蓄水体作用显著增强，开始出现较大规模的席状砂沉积(图 8)，且呈明显的“浪控性”，主要特征为：①单一席状砂呈顺岸垂源分布；②多席垂源平行排列；③具由中部向四周：“席状砂核部(钙质粉砂岩)→席状砂边缘(含泥粉砂岩、泥质粉砂岩)→席状砂间(粉砂质泥岩、泥岩)”的明显条带环状平面分布模式。浅水湖盆河控三角洲前缘河流作用为主导因素，湖浪作用不明显，浪控席状砂不发育为该类三角洲的典型特征。

(1) 浅水湖盆河控三角洲前缘亚相发育大量、密集(平均分布密度1.02/km)、窄的(多为50~300 m)水下分流河道砂体，砂体连续且水下延伸较远，直至消失变成薄的薄层砂，河口坝砂体不发育，更多表现为薄层砂特征。

(2) 以每支水下分流河道为中心形成三角洲前缘“河控带状体”。每支“河控带状体”由中心向两侧及前方形成了水下分流河道→水下薄层砂(河口坝或席状砂)核部→水下薄层砂边缘→水下分流间湾的平面微(能量)相序列。

(3) 浅水湖盆河控三角洲前缘不同的相位空间位置具有不同的沉积模式，由岸向湖依次发育高低水位间过渡带“近岸沉积”模式、近岸浅水带“河控带状体”模式、中岸中等水深带“水下分流河道末端河控薄层砂”模式和远岸深水带“浪控席状砂”模式。