坳陷湖盆大型淺水三角洲沉積特征與生長模式

袁選俊 ，周紅英，張志杰，王子野，成大偉，郭 浩，張友焱，董文彤

（1.中國石油勘探開發研究院，北京 100083；2.中國石油天然氣集團公司油氣儲層重點實驗室，北京 100083；3.中國石油南方石油勘探開發有限責任公司勘探開發研究中心，?？?570100）

0 引言

淺水三角洲的概念是由Fisk［1］在研究密西西比河現代三角洲沉積時首次提出的。Donaldson［2］研究了美國阿巴拉契亞山脈晚石炭世海相浪控與河控三角洲演化序列后指出河控三角洲具有淺水三角洲沉積特征。Postma［3］認為淺水三角洲主要發育在湖泊浪基面之上的濱湖—淺湖環境，并根據水深、河道注水速率、負載類型等因素，識別出8 種淺水三角洲類型。Cornel 等［4］通過對古代三角洲和全球典型的現代三角洲的對比分析，指出河控型淺水三角洲前緣常發育不同規模的末端分流河道砂體，其延伸距離為100～300 m，砂體厚度為1～3 m。

從20 世紀60 年代開始，中國學者重點研究了湖盆三角洲的分類、形成機制與主控因素、微相類型及砂體結構樣式等。裘懌楠等［5-6］根據松遼盆地上白堊統姚家組、青山口組三角洲優勢相帶發育特征與主控因素，建立了3 種三角洲的沉積模式，即分流河道占優勢的三角洲、斷續型水下分流河道三角洲、席狀砂壩占優勢的三角洲，這是我國最早的淺水三角洲分類研究的雛形。樓章華等［7-8］根據三角洲前緣砂體特征，將淺水三角洲分為席狀、坨狀、枝狀，并指出淺水三角洲的形狀與河流作用、氣候、湖口升降等因素有關。王建功等［9］根據盆地沉積動力學特征與層序地層結構，提出了低位期、水進期、高位期等3 種淺水三角洲沉積模式。鄒才能等［10］通過對鄂爾多斯盆地三疊系延長組三角洲和鄱陽湖現代贛江三角洲的對比研究，建立了毯式和吉爾伯特式2 類淺水三角洲沉積模式和9 種成因的結構單元。朱筱敏等［11］探討了氣候對淺水三角洲相帶發育的控制作用，指出在干旱氣候條件下三角洲平原發育，而在潮濕氣候條件下三角洲前緣發育。

21 世紀以來，隨著中國陸上油氣勘探從以構造油氣藏為主，轉向以巖性地層油氣藏和致密油氣、頁巖油氣為主。在松遼、鄂爾多斯、準噶爾、四川等盆地斜坡及凹陷區的淺水三角洲發現了規模儲層和大油氣田。隨著陸相盆地巖性地層油氣藏勘探的持續深入，需要進一步開展坳陷湖盆淺水三角洲沉積特征與分布規律，以指導油氣勘探部署和規模儲量發現。本文立足于解剖松遼盆地西南部上白堊統保乾三角洲和定量解析鄱陽湖現代贛江三角洲的遙感影像，重點探討湖盆淺水三角洲形成的地質背景、沉積特征與生長模式，以期為坳陷湖盆淺水三角洲的巖性油氣藏勘探提供借鑒。

1 淺水三角洲沉積背景與主控因素

1.1 大型淺水三角洲形成的背景

在石油地質學研究中，一般按湖盆所在區域的構造活動特點，把陸相含油氣盆地類型劃分為斷陷、坳陷和前陸三大類，其構造格局與沉積充填特征具有顯著的差異［12-13］。

斷陷湖盆一般由深大斷裂分割的斷塊相對運動形成凸凹相間的構造格局，常被分割成許多凹陷，因此，單個凹陷面積小。如渤海灣盆地面積約20 萬km2，包括54 個凹陷和44 個凸起，每個凹陷面積為幾百到幾千km2，其中東營凹陷的面積最大，為5 700 km2。斷陷湖盆沉積格局的特點是1 個凹陷就是1 個沉積單元。同時，由于斷陷湖盆具有構造活動強烈、古地形差異大、物源充足、湖泊水體較深、沉積相帶變化快等特點，因此，一般不具備淺水三角洲形成的沉積背景，難于形成大型淺水三角洲。

坳陷湖盆以較均勻的整體構造升降為主，盆地面積大，地形平坦，邊緣斜坡寬緩，中間無大的凸起分割，故可形成統一的、沉降中心與沉積中心一致的大湖。如松遼、鄂爾多斯、準噶爾等中生代大型坳陷湖盆的面積可達數十萬km2，其中湖侵期古湖泊面積可達數萬km2，而其水體并不很深。如在松遼盆地下白堊統青山口組一段湖侵期，湖泊面積為8.7 萬km2，而湖水深度約為30 m，最深處也僅60 m，不及渤海灣盆地東營凹陷等古湖泊的百米深度，因此，坳陷湖盆是大型淺水三角洲發育的理想場所，特別是在湖退期。坳陷湖盆構造背景穩定，沉積底形坡度平緩，湖區寬淺，湖浪作用微弱，因此，河流攜帶沉積物入湖后，通過不斷分流改道逐漸搬運至湖盆中央，形成大型淺水三角洲復合沉積體系。坳陷湖盆淺水三角洲發育規模相當于一些現代海相三角洲，而遠大于斷陷湖盆中普遍發育的扇三角洲或辮狀河三角洲。鄂爾多斯盆地延長組的沉積演化特征表明，除長7 油層組沉積期湖泊面積大、水體較深外，其它油層組沉積期古湖泊面積較小、水體很淺，這為大型淺水三角洲的發育提供了良好沉積背景［14-15］。如在長6 油層組沉積期，從北部陰山南麓直到鄂爾多斯腹地，形成的安塞三角洲，就是典型的大型曲流河淺水三角洲，三角洲平原面積約18 000 km2，三角洲前緣面積約22 000 km2；在長8油層組沉積期，在陜北斜坡上發育的河流三角洲面積可達48 000 km2，在盆地西南部發育的西峰辮狀河三角洲，面積也超過1 萬km2。目前，大型淺水三角洲是鄂爾多斯盆地巖性油氣藏勘探的主體，已發現了30 億t 以上的探明石油地質儲量。

前陸盆地為分布于造山帶外側的強烈沉降帶，以不均勻的構造沉降為主。在前陸盆地不同構造帶形成的湖泊類型也不同。在沖斷帶―前淵帶，構造活動強烈，形成的前淵坳陷湖泊，水體較深，面積相對較小，其湖泊性質類似于斷陷湖泊，而在前陸斜坡帶，構造活動較弱，地形寬緩，可形成類似于坳陷湖盆的沉積格局，湖泊面積較大，水體較淺，也可形成大型淺水三角洲。如四川盆地川中斜坡須家河組發育多個面積超1 萬km2的大型淺水三角洲。

1.2 淺水三角洲規模發育的主控因素

水文地質學將湖盆分為敞流與閉流等2 種類型。研究與勘探實踐均表明，敞流型湖盆是淺水三角洲規模發育的最重要控制因素。敞流型湖盆存在著敞流通道，在河流搬運大量沉積物入湖的同時湖泊注水量增大，多余湖水可沿敞流通道排出而不易形成寬闊的深水湖泊，這有利于淺水三角洲逐漸向湖盆中心延伸生長，直至充滿整個湖泊。

松遼盆地在晚白堊世為典型的具有湖海通道的敞流型湖盆。研究表明，湖盆向東的出海口在今賓縣附近［16］。由于松遼盆地瀕臨海洋，湖泊大小與水體深淺明顯受海平面升降的控制。目前，嫩江水系通過敞流通道直接入海，因而沒能形成大型湖泊。曹文心等［17］研究表明，松遼盆地在晚白堊世經歷了阿爾卑期和土侖期2 次海侵，對應于青山口組一、二段和嫩江組一、二段2 套湖相泥巖沉積。在海侵期海平面較高，湖水無法排出，還可能存在局部海侵，這就導致松遼盆地發育水體較深的大型古湖泊，在深湖區沉積泥頁巖等細粒沉積物，在湖泊周緣發育正常三角洲。

在泉頭組、青山口組三段、姚家組、嫩江組三段沉積期，海平面較低，湖水通過出?？诖罅苛鞒?，湖泊明顯變小、水體變淺，因此，大型淺水三角洲廣泛發育，砂體可以沉積到湖盆中心。上白堊統泉頭組—嫩江組是坳陷期沉積的主體，受盆地演化與湖平面升降控制發育2 個完整的二級層序（圖1）［18-19］。下部層序由泉頭組和青山口組組成，上部層序由姚家組和嫩江組組成，2 次最大湖泛面分別在青山口組一段和嫩江組二段，形成了2 套優質烴源巖。松遼盆地古湖泊水體大面積進退造成淺水三角洲縱向疊置，形成了典型的“三明治”結構，生油層、砂巖儲層大面積指狀交錯，有利于在淺水三角洲前緣形成大面積油藏［20］。

鄂爾多斯盆地三疊系延長組的沉積演化與松遼盆地上白堊統類似。李相博等［21］認為，鄂爾多斯中—晚三疊世原型盆地遠遠超出目前盆地范圍?？赡芟驏|南開口與海洋相通，也屬于具有湖海通道的敞流型湖盆（長7 沉積期除外），古湖泊較小，水體淺，因此，在盆地內廣泛發育長6、長8 大型淺水三角洲沉積，而泥質等細粒沉積物可能沉積于原型盆地中部或通過湖海通道進入海洋。

以現代湖泊為例，鄱陽湖盆地為在早白堊世形成的斷陷盆地，晚白堊世—新近紀經歷了復雜的構造演化過程，在第四紀盆地發生整體拗陷并持續接受沉積［22］?，F代鄱陽湖為向長江開口的典型敞流型湖盆，長江水位的高低是鄱陽湖湖面大小的主控因素之一。同時受周圍河流的影響，湖面呈現出季節性變化。在夏秋汛期，由于贛江等河流的洪水入湖，加之長江水位較高，湖水不能順暢排出甚至江水倒灌，因此湖面不斷擴大而成為大湖。而在冬春枯水期，隨著周圍河流入湖水量的減少，加之長江水位較低，大部分湖水通過湖口流入長江，因而湖面變小，湖灘顯露［圖2（a）］。歷年來湖口最高水位為21.69 m 時，湖面積為4 647 km2，容積為333 億m3，為中國最大的淡水湖；而湖口最低水位為5.9 m時，湖面僅占146 km2，與汛期相差32 倍，容積為5.6 億m3，相差59.5 倍[23]。

通過多時相遙感影像解譯和野外沉積考察驗證可知，鄱陽湖主要發育三角洲沉積和敞流通道沙壩沉積以及少量的風成沙沉積［圖2（b）］。鄱陽湖周緣發育贛江、修河、撫河、信江及饒河等5 條較大河流，在河流入湖沉積物卸載區均發育有三角洲［24］，其中贛江流域面積、水量、輸沙量在各入湖河流中均占首位，因而形成的三角洲面積最大可達1 544 km2。由于存在敞流通道，贛州等三角洲主力分流河道均有向敞流通道流向收斂的趨勢，同時在平行通道方向可形成規模灘壩沙體，這對在古湖盆中心拓展油氣勘探領域具有借鑒意義。

2 松遼盆地保乾三角洲沉積特征

以松遼盆地西南部?？邓敌纬傻谋Ｇ侵逓槔?，該三角洲的疊合面積超過3 000 km2，主要發育在上白堊統泉頭組—姚家組（參見圖1）。解剖保乾三角洲沉積特征表明，保乾三角洲在不同時期分別發育深湖型和淺湖型2 種三角洲沉積模式，深湖型三角洲一般呈朵葉狀，淺湖型三角洲一般呈鳥足狀或樹枝狀。

2.1 深湖型三角洲

由于受湖侵、海侵影響，青山口組一、二段沉積期主要發育深湖型三角洲，其沉積特征與正常三角洲類似。通過取心井段巖性描述，前三角洲、三角洲前緣、三角洲平原呈完整的反韻律序列（圖3）。從三角洲平原到前三角洲，砂巖由粗變細，單砂層由厚變薄。前三角洲為粉砂質泥巖夾薄層粉砂巖，常見滑塌沉積構造。三角洲前緣下部為粉砂巖和粉砂質泥巖互層，為河口壩沉積，在測井曲線上為反粒序漏斗型；三角洲前緣上部以中—細砂巖為主，夾灰色薄層泥巖，為淺湖背景下的水下分流河道沉積，分流河道底部見明顯的沖刷面及含礫砂巖滯留沉積，在電測曲線上為正粒序鐘型或箱型；三角洲平原在長嶺凹陷分布局限，巖性以含礫中—細砂巖和泥巖互層為主。

深湖型三角洲主要發育在濱湖—淺湖—半深湖的沉積環境中，湖岸線相對穩定，亞相帶分布清晰（圖4）。三角洲平原亞相以水上分流河道和河道間沉積為主，砂巖體積分數一般＞40%；三角洲前緣亞相可進一步分為內前緣和外前緣，其中內前緣是分流河道沉積物卸載的主要相帶，構成了三角洲的主體，砂體分布范圍廣，砂巖體積分數為20%～40%，沉積微相以水下分流河道、河口壩和分流河道間為主，其中較早期形成的河口壩由于受后期分流河道延伸的侵蝕，通常不能完整保留下來，因此在縱向上大多數與分流河道直接接觸，二者之間的沖刷構造清晰。受湖水頂托的影響，水下分流河道難以延伸至淺湖—半深湖區，物源供給不充分，三角洲外前緣的范圍較小，一般呈席狀砂壩圍繞著內前緣分布；沉積微相以受波浪作用改造的席狀砂為主，波狀層理發育，單層厚度一般＜1 m，砂巖體積分數一般＜20%。前三角洲亞相以淺湖—半深湖泥巖沉積為主，夾小型透鏡狀滑塌濁積巖。

2.2 淺湖型三角洲

泉頭組四段、青山口組三段和姚家組沉積時期湖泊水體較淺，其沉積作用以濱淺湖和分流河道沉積為主，因此淺湖型三角洲普遍發育。青山口組一、二段沉積時期，物源主要來自西南的?？邓担恢燎嗳纬练e時期，西南物源供給不充分，西北方向的英臺水系物源供給增加。青三段分流河道是砂巖沉積的主體，巖性較細，以細砂巖、粉砂巖為主，單砂層厚為2～5 m；分流河道間有越岸的粉砂巖沉積，緊鄰分流河道呈條帶席狀分布，厚度一般＜1 m?！皽\湖型”三角洲垂向沉積序列不完整［圖3（b）—（c）］，為分流河道與濱淺湖交互沉積，夾薄層席狀砂壩，河口壩不發育，測井曲線組合往往呈指型或漏斗型。

泉頭組四段為盆地坳陷早期沉積，其湖泊水體淺，范圍較小，沉積作用以分流河道為主。該時期在松遼盆地南部物源充足，水系發育，發育三角洲前緣水下分流河道砂體，巖性以中—細砂巖為主，測井曲線組合多為鐘形或箱型，單砂層厚度較大。大型板狀與波狀交錯層理發育，垂向序列為分流河道的多期疊置［圖3（c）］。在分流河道間以淺棕色泥巖沉積為主，但在與分流河道砂巖底部與頂部接觸的薄層泥巖呈淺灰色，表明分流河道仍是在較淺湖背景的水下沉積。濱淺湖以淺棕色泥巖與淺灰色泥巖間互沉積為主，表明某些時期仍然存在穩定的淺湖。

淺湖型三角洲與深湖型三角洲沉積模式的最大不同就是沉積相帶不完整，亞相不易劃分，骨架砂體以分流河道為主，平面上呈網狀結構，這是淺水三角洲儲集層空間分布的重要特征。受季節性氣候影響，淺湖的湖平面變化頻繁，洪水期和枯水期湖岸線不斷遷移，因此，濱湖和淺湖的界線不易區分，因而統稱為濱淺湖。淺湖型三角洲沉積微相主要為分流河道與分流河道間沉積。分流河道微相以中—細砂巖沉積為主，分流河道間微相以粉砂質泥巖、泥質粉砂巖沉積為主。在靠近分流河道附近可發育越岸沉積，偶見小型決口河道沉積。

以保乾三角洲青三段第10 砂層組為例，利用300 余口井資料，采用“多圖疊合”的方法開展沉積微相編圖，即應用砂巖厚度圖確定三角洲的宏觀形態，應用砂巖百分比圖確定古物源方向和位置，應用單層厚度＞2 m 的砂層確定分流河道的位置，并在此基礎上綜合編制沉積微相圖（圖5）。青三段第10 砂層組物源方向較青一、二段有明顯偏轉，西南物源不再發育，而以西北英臺物源體系為主，三角洲形態明顯呈樹枝狀，水下分流河道砂體延伸較遠，主分流河道在平面上呈結網狀分布；分流河道單砂層厚度一般＞2 m，累計厚度一般＞10 m；水下分流河道間以越岸沉積的席狀砂壩為主，單砂層厚度一般＜1 m，累計厚度一般不超過6 m。

3 鄱陽湖贛江中支三角洲生長模式

遙感對地觀測技術具有全局成像、歷史存檔、動態觀測的優勢，是開展現代沉積研究的重要手段。通過處理分析鄱陽湖1973—2020 年15 景遙感影像，并結合野外現場驗證，完成鄱陽湖沉積微相遙感解譯，重點解析贛江中支三角洲生長規律與分流河道結網狀骨架沙體形成的動態過程。

3.1 鄱陽湖沉積特征

鄱陽湖盆地面積約為8 500 km2，主要發育3種類型沙體，即三角洲分流河道沙體、敞流通道沙壩和風成沙［參見圖2（b）］。

3.1.1 三角洲沉積

鄱陽湖中南部三角洲廣泛分布，其中贛江三角洲發育最完整，規模最大。贛江流過南昌后地勢開闊平坦，水系分為4 支呈輻射狀伸向湖區，并進一步分叉，形成典型的樹枝狀三角洲。撫河、修河和信江下游水系受到湖濱階地與贛江水系的約束，三角洲發育規模相對較小，形態不規則，其河口段與贛江分支河道匯合形成復式三角洲。饒河在五河中水量和輸沙量最小，三角洲發育時間短，河口充填物的補償速度不及水侵造成的水位上升速度，三角洲生長緩慢。

遙感影像顯示贛江三角洲總體上呈扇形，其前緣呈不規則的弧形，弧的2 個端點分別位于吳城鎮和三江口?，F階段三角洲平原與三角洲前緣界線較清晰，三角洲平原自南昌附近水系分叉為始，分流河道蜿蜒向前，延伸約40 km，至洪水期水位線為止，形成較規則的扇形。在三角洲平原上以分流河道為主，局部發育分流間灣沉積。在近50 年的遙感影像記錄中分流河道發生了小幅遷移，并向前不斷推進，但未見明顯的改道。

在強枯水期部分三角洲前緣相帶出露水面，在洪水期則全部淹沒于水下。分流河道向湖中延伸的部分繼續分叉，分化為更小更多的水下分流河道。三角洲前緣相帶向湖延伸10～20 km。在整個鄱陽湖盆地內，未見到典型的河口壩沉積，推測在此三角洲的近代發育史中，即使偶有河口壩發育，也會很快被分流河道改造而未能保留下來。野外考察證實，細沙主要沉積在分流河道中，在不同尺度下的影像上均可觀察到此特征（圖6）；分流河道外的天然堤和越岸沉積以粉—細沙為主，但分布范圍有限。三角洲前緣外帶發育小型河口壩和席狀沙，厚度較薄，以粉沙為主，推測隨著后期分流河道不斷向湖延伸而被改造，不易完整地保留下來。

3.1.2 敞流通道沉積

鄱陽湖是在新構造運動的背景下，由贛江古河道演變而來，現今仍然存在著1 條南北向展布的水下河道。該河道從湖區南部的贛江南支、撫河和信河3 江匯流處開始，縱穿至松門山，繼續向北在湖口匯入長江，形成鄱陽湖盆地的敞流通道。伴隨著敞流通道的擺動，三角洲前緣分流河道沙體被改造后再次搬運，形成敞流通道沙體。敞流通道北部接近長江，受吞吐流作用影響較大，而南部匯集贛江南支、撫河和信河的來水，受牽引流作用影響較大。湖盆中心敞流通道受吞吐流和牽引流的共同作用，形成了平行通道方向的敞流通道沙體。敞流通道的寬度為2～3 km，兩側沙體最大寬度達4.5 km，面積可達400 km2。敞流通道沙體以細沙和粉沙為主。

3.1.3 風成沉積

鄱陽湖西側的廬山山體呈NE—SW 走向，且鄱陽湖湖口段湖面呈狹窄的瓶頸狀，走向為NNE向。該區域全年的風向以NNE 向為主，平均風速達3 m/s 以上［25］。通過遙感影像分析，鄱陽湖湖口線性風蝕地貌發育，并且線性風蝕的走向與鄱陽湖主導風力一致，均呈NNE 向，湖頸口的沙體在NNE向風力的作用下被揚起，廣泛的沉積在鄱陽湖湖區，其中粒度較粗的先沉降下來，形成湖頸口南部的松門山灘壩。松門山為典型的風成灘壩沉積，以中沙為主。灘壩沙體長度約為14 km、最大寬度為2.6 km，最大厚度為70 余m，風成沙面積為68.5 km2。

3.2 贛江中支三角洲發育演化與結網狀骨架沙體的形成

贛江在南昌附近分叉后，最終以南支、中支、主支和北支等4支匯入鄱陽湖。枯水時節贛江北支匯入中支，途經中支前緣朵體后進入鄱陽湖，贛江中支前緣朵體是近年來生長最快且保存完好的三角洲朵體（圖7）。

3.2.1 三角洲發育特征

贛江在三角洲平原上分叉成4 條分流河道?？傮w上北側2 支分流河道的彎曲度大于南側2 支。分流河道在三角洲平原遠端繼續分流，入湖前演化為8 條分流河道，其中北支河道因能量強而未發生分流。分流河道入湖后又進一步分叉，形成三角洲前緣水下分流河道，并向敞流通道收斂直至相連。贛江中支三角洲前緣的多條小型分支河道在平面上正體呈扇形。

枯水期鄱陽湖湖面縮小，洪水期淹沒于水下的分流河道出露，顯現出低彎度曲流河或順直河特征。三角洲平原上部分分支河道因河道遷移改道廢棄，洪水期與主湖區相連的分流間灣在枯水期與主湖區隔離，形成平原沼澤或殘留湖。贛江中支三角洲的發育演化主要表現為分流河道不斷向前延伸，并進一步分叉，從而不同時期的三角洲朵葉體在平面上連片分布。

3.2.2 骨架沙體生長模式

贛江三角洲是河流強注入受季節性湖水水位變化控制的進積型三角洲，河流輸沙是三角洲生長的主要動力和物質基礎，因此，三角洲的沉積微相中分流河道的發育演化是表征三角洲生長模式最為重要的要素。贛江中支前緣朵體是近年來生長快且保存完好的三角洲朵體。

以贛江中支三角洲前緣朵體上的分流河道沙為動態監測對象，開展三角洲動態生長過程的定量分析。在1973—2018 年的45 年間，贛江三角洲的中支前緣生長最快，朵葉體向湖方向推進了3 km，河道總長度由124 km 增加到203 km（圖7）。贛江中支河道以NW 向入湖，形成2 個較大的分支。在三角洲的沉積演化過程中，分流河道先呈樹枝狀發育，漸漸匯合并向前繼續推進。平面上表現為分流河道近端呈結網狀、遠端呈樹枝狀的發育模式［圖8（a）］。通過對贛江中支右翼的三角洲前緣進行多時相的精細解譯，清晰地反映了淺水三角洲骨架沙體生長的過程：中支右翼在1973—1984 年，2 個相互分隔的較大分流河道系分別向NNE 向、NEE 向延伸，支流只分叉而未交匯，分流河道沙體總體呈樹枝狀分布。這10 年間，朵葉體快速生長，分流河道前端向湖快速推進了近1.1 km［圖7（a）—（b），圖8（b）—（c）］。再到1995 年，2 個分支河道開始匯合，逐漸結網［圖7（c）］，在2006 年結網完成，河道匯合后繼續分流并向前呈樹枝狀延伸［圖7（d）—（e），圖8（d）—（e）］。

贛江三角洲多時相的生長要素定量變化分析表明，贛江三角洲分流河道的動態生長過程是從從樹枝狀向結網狀演化，這種模式可為預測古淺水三角洲有利儲集砂體提供現代沉積實例。

4 大型淺水三角洲與油氣藏勘探

21 世紀以來大型坳陷湖盆已成為我國碎屑巖巖性地層油氣藏勘探和規模增儲的主體。近年來，在鄂爾多斯盆地西峰、姬塬，松遼盆地長嶺、古龍凹陷，準噶爾盆地瑪湖凹陷等發現了多個巖性地層大油氣區。其中在各個盆地廣泛發育的大型淺水三角洲是巖性油氣藏大面積成藏的儲層基礎。

中國中東部的大型坳陷湖盆是在克拉通基底上發育起來的，湖盆基底經歷了早期的剝蝕夷平以及填平補齊作用，因此，在盆地坳陷階段，湖底坡度平緩，坡降比低，使得湖盆水體總體較淺，沉積體系向湖盆腹地延伸的距離長。坳陷湖盆的沉積層序受湖平面升降的影響明顯，在湖平面上升湖侵期，古湖泊水域廣，水體較深，發育了有機質豐富的規模烴源巖；在湖平面下降湖退期，古湖泊水域縮小，水體變淺，淺水三角洲向湖盆腹地推進，發育以分流河道砂體為主的規模儲層。這種有序的湖侵和湖退，導致規模烴源巖與規模儲層在坳陷湖盆的中央間互發育，在縱向上呈現典型的“三明治”結構[20]。研究表明，鄂爾多斯盆地延長組長9—長4+5 油層組、松遼盆地上白堊統泉頭組—嫩江組，均具有類似的“三明治”結構（參見圖1）。與湖侵期規模烴源巖充分接觸的淺水三角洲砂體具有近源成藏優勢，可形成大面積的巖性油氣藏。

通過現代湖盆與海相三角洲的研究表明，三角洲也屬于“事件性”沉積，可不斷生長壯大，不同時期形成的三角洲朵葉體可拼接而成大型三角洲體系。如現代黃河三角洲就是黃河在1855 年改道入渤海形成的，現已形成了近1 萬km2的大型三角洲。解剖發現其由多個朵葉體組成，砂體主要分布在分流河道內［26-27］。鄱陽湖贛江三角洲大約在1 500 年前開始形成。由于受人為改造，早期三角洲朵葉體已難以辨認。通過1973 年以來的遙感影像追蹤，贛江中支水道又可分為西、中、東等3 條次級水道，在其入湖區域分別形成3 個朵葉體（參見圖7），2006 年以前西次級水道朵葉體發育快，2006 年以后中、東次級水道朵葉體發育較快。

分析認為，古湖盆淺水三角洲類似于現代鄱陽湖贛江三角洲生長模式。在濱淺湖沉積環境下，盆外河流入湖首先在近岸帶形成早期三角洲朵葉體，隨著分流河道不斷向湖延伸與改道，一期又一期的朵葉體不斷形成，最終多期朵葉體連接成片，組成大型淺水三角洲體系，并且相互聯通的分流河道呈結網狀。

松遼盆地南部泉頭組四段淺水三角洲廣泛發育，各砂層組三角洲體系均是由多期多個三角洲朵葉體復合而成，分流河道的不斷生長與演化，導致三角洲主體部位的分流河道呈結網狀（圖9）。從三角洲平原到湖盆中央，河道逐級分叉，寬度逐漸變窄，砂層逐漸減薄。據乾安地區讓11開發區小層沉積微相，單個分流河道的寬度為2～3 km，單砂層的厚度為3～6 m。儲集巖以淺水三角洲分流河道砂為主，有利于形成巖性圈閉。松遼、鄂爾多斯等盆地勘探實踐證實，淺水三角洲結網狀分流河道的分布控制了巖性油氣藏的富集程度。

5 結論

（1）三角洲砂體是我國中、新生代大型陸相含油氣盆地油氣勘探的主體。在斷陷、坳陷和前陸3種陸相盆地中，在坳陷湖盆與前陸湖盆的斜坡帶，沉積底形平緩，湖區寬淺，湖浪作用微弱，河流攜帶沉積物可長驅入湖，形成大型淺水三角洲沉積體系。敞流型湖盆導致的湖平面頻繁升降是淺水三角洲的縱橫向發育規模的主要控制因素。

（2）松遼盆地南部保乾三角洲（上白堊統泉頭組—嫩江組）由深湖型與淺湖型2 種三角洲構成。深湖型三角洲主要發育于湖侵期，三角洲平面形態一般呈朵葉狀，沉積微相以水下分流河道、河口壩和分流間灣為主；淺湖型三角洲廣泛發育于湖退期，三角洲形態一般呈鳥足狀或樹枝狀，相帶分異不明顯，沉積微相以分流河道和分流河道間為主，其中分流河道在平面上呈結網狀展布。

（3）在鄱陽湖的湖盆中心主要發育三角洲分流河道、敞流通道和風成沙等3 種沙體類型，其中敞流通道砂體具有一定規模。三角洲從入湖到湖盆中央的延伸表現為分流河道從分散的樹枝狀生長為閉合的結網狀，這可為拓展陸相湖盆巖性油氣藏勘探提供借鑒。

（4）坳陷湖盆有序的湖侵和湖退是盆地中央規模烴源巖與規模儲層間互發育的控制因素。大型淺水三角洲體系是由多期三角洲朵葉體在平面上拼接復合而成，隨著分流河道不斷向湖盆中央延伸與改道，在平面上呈結網狀，分流河道砂體大面積分布，并與烴源巖在縱向上疊置成典型的“三明治”結構，從而控制了巖性油氣藏的分布與富集。

致謝：在研究過程中長期得到了中國石油勘探研究院鄒才能院士、顧家裕教授、朱如凱教授，中國地質大學（武漢）盧宗盛教授，中國石油吉林油田分公司江濤教授、王穎高級工程師，中國石油長慶油田分公司姚涇利教授、鄧秀芹教授的指導與幫助，在此表示衷心感謝！