浅水三角洲动态生长过程模型与有利砂体分布——以鄱阳湖赣江三角洲为例

高志勇 ，周川闽 ，董文彤，白　斌，2，李　雯

(1.中国石油勘探开发研究院，北京　100083；2.提高石油采收率国家重点实验室(中国石油勘探开发研究院)，北京　100083；3.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京　100083)



浅水三角洲动态生长过程模型与有利砂体分布
——以鄱阳湖赣江三角洲为例

高志勇1,2，周川闽1,2，董文彤1，白斌1，2，李雯3

(1.中国石油勘探开发研究院，北京100083；2.提高石油采收率国家重点实验室(中国石油勘探开发研究院)，北京100083；3.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京100083)

浅水三角洲是湖盆内大面积砂体分布的重要成因，但大面积砂体的非均质性较强，预测并寻找有利砂体(甜点)是现今油气勘探的重要需求。通过开展现代赣江三角洲上平原-下平原及河口区多个沉积部位探坑挖掘工作，对探坑中沉积物岩性与沉积相序进行了描述、取样以及沉积特征对比，并且对顺直河道中心的沉积物样品进行了采集与分析化验后，认为浅水三角洲上平原河道内沙洲的洲头与洲尾、堤岸近河端，下平原上游、下游的堤岸近河端，入湖河口区的水下分流河道、纵向坝、横向坝是有利砂体的发育区及有利砂体类型。由于赣江浅水三角洲的河道主要为顺直型，正韵律的分流河道砂体不发育，赣江浅水三角洲垂向上具有早期湖泊相泥-反韵律河口沙坝-下平原与上平原堤岸相沙泥质互层的沉积演化特征。结合鄱阳湖枯水期与洪水期的水文地质特征，建立了赣江浅水三角洲的动态生长过程模型，其动态成因演化过程可分为先期枯水期湖泊沉积，湖平面上升至最大洪泛期和再次枯水期三角洲进积等3阶段。该模型既为浅水三角洲沉积由静态描述向动态过程演化研究奠定了基础，又为湖盆内大面积砂体中甜点预测提供了有益参考。

浅水三角洲；生长过程模型；砂体预测；鄱阳湖；沉积演化

0　引　言

浅水三角洲是湖盆内大面积砂体分布的重要成因[1]，前人在浅水三角洲的概念与分类、发育地质背景和动力机制、沉积相带组合与概念模式、储层发育规律与油气勘探等诸多方面取得了进展[2]，并在坳陷湖盆、断陷湖盆中识别出多种类型的浅水三角洲沉积[3-12]。加强现代浅水三角洲沉积演化、砂体形成过程的研究，对准确刻画古代浅水三角洲有利砂体形态与分布具有指导意义。国外，针对现代密西西比河三角洲做了大量研究工作，认为密西西比河三角洲平原沉积主要始于7 000年前，由Maringouin、Teche、Bernard等6个三角洲朵页复合体组成，海平面上升和河流自然减速控制了多个三角洲朵页体的迁移[13-16]。现代的Wax Lake Delta 位于美国墨西哥湾北部的阿查法拉亚湾地区，该区地形平坦，倾斜角度小于1°。由1974年至今，Wax Lake Delta平面形态已演变成具多分支河道的河控三角洲[17-19]。国内，现代鄱阳湖浅水三角洲的研究主要集中于如下3个方面：(1)运用遥感和卫星技术，刻画鄱阳湖浅水三角洲的分流河道、河口坝等形态，并对其进行分类[1,19-21]；(2)对鄱阳湖沉积相类型及三角洲生长模式进行研究，认为三角洲前缘河口区分流河道呈鸟足状伸向湖区,伴生决口分汊并形成新的分汊河道，使三角洲生长[22-23]；(3)对鄱阳湖整体的环境演化、湖流特征、湖泊水位变化、洪水特征、径流特征、水文特征与沉积物粒度、沉积速率等进行详细研究[24-34]。总之，前人主要对鄱阳湖等浅水三角洲的沉积相类型、骨架砂体形态等进行描述，分析了成因机理并建立了静态的沉积模式，这是非常有益和必要的。然而随着认识的不断深入，面临着两方面的问题：(1)赣江浅水三角洲平原发育平面形态较顺直的单一性河道，弯曲系数一般<1.2的顺直型分流河道[19-20]，这与冲积平原上曲流河有较大不同，顺直河道内是否有大量沙质沉积，河道两边的堤岸是如何生长的，浅水三角洲生长过程及沉积物堆积是何种动态模型；(2)虽然明确了浅水三角洲是湖盆内大面积砂体分布的重要成因，但大面积分布砂体的非均质性较强，预测并寻找有利砂体(或甜点)是现今油气勘探的重要需求。针对上述问题，笔者对现代赣江三角洲上平原-下平原、河口区等堤岸与沙洲沉积部位，开展了多个探坑挖掘工作，对探坑中沉积物岩性与沉积相序进行了描述、取样以及沉积特征对比研究，并且对顺直河道中心的沉积物样品进行了采集与分析化验，进而剖析了浅水三角洲有利砂体的类型与发育位置，建立了赣江浅水三角洲的动态生长模型，对湖盆内大面积砂体中甜点的预测具有参考意义。

1　概　况

图1　鄱阳湖与赣江三角洲沉积及重点沉积微相解剖位置图(据张楠楠等[33]，修改)Fig.1　Location (left) and depositional model (right) of Ganjiang River Delta

鄱阳湖位于江西省境内，总面积约3 210 km2，属吞吐型敞口湖泊[21]。按其形态可分为南、北两部分。星子以北为地堑形成的北湖狭长水道,宽仅5～8 km。发育于“鄱阳湖断凹”构造上的南湖水面大,宽达50～70 km[22](图1)。鄱阳湖洪枯水位变化幅度达十多米，夏季丰水期,高水位湖泊面积可达4 627 km2，秋冬枯水时,湖水面积仅146 km2。湖泊水体较浅，平均8.4 m[21]。1.2万年以来,鄱阳湖区共发育3类沉积体系,自下而上为冲积扇-扇三角洲沉积体系、河流沉积体系和三角洲沉积体系[23]。鄱阳湖泥沙沉积具有如下规律：每年4～10月为主要沉积期，11月-来年3月为枯水期；低水位冲刷, 高水位沉积[28]。赣江水系在整个湖区分为3个大的分支，南部和中部分支是主体，形成了面积广阔的三角洲。赣江三角洲面积1 544 km2，占整个湖盆沉积面积的70%以上[21]。三角洲平面延展广，上三角洲平原始终处于洪水线之上，如图1(右)中龙潭及以南地区。下三角洲平原处于枯水线与洪水线之间，延伸10～20 km，如图1(右)中河坝-河之尾等区域。

2　有利砂体类型与发育位置解剖

2.1上三角洲平原河道间沙洲

在赣江中支龙潭地区(图1右)，属上三角洲平原分流河道间的沙洲(沙坝)沉积，笔者在沙洲中部至沙洲尾部挖掘了多个深1 m左右的探坑(图2)为解剖点，详细描述了沙洲沉积演化特征(图3)：(1)解剖点1～4为沙洲边部沉积，以多期泥质粉沙-土黄色中细沙质的反韵律为主，底部主要为杂色根土层沉积，中上部为块状土黄色中细沙与泥粉沙互层沉积(图3)；(2)解剖点5较特殊，其位于沙洲尾部、受分流河道水流影响较大，该处探坑剖面显示距顶70 cm以下主要为暗色泥质、粉沙质泥，厚度较大。之上为与点1～4同样的杂色根土层-块状中细沙沉积，在距顶20 cm处有沙质被削截，削截面之上发育泥砾沉积，泥砾层厚6 cm左右，泥砾直径达2～6 cm，泥砾呈棱角状。其上为暗色薄层泥与沙质互层，顶部发育沙脊(图3)；(3)解剖点6～8属沙洲尾部、远离河道影响区，沙质沉积物逐渐减少，泥质沉积物增多，最底部以暗色泥质为主，向上为杂色根土层、沙泥质互层。在解剖点7中部的泥质粉沙顶部，见泥裂现象，表明在沙洲泥质沉积之后，有较明显的暴露发生(图3)；(4)通过探坑挖掘，虽说揭示的沙洲沉积较薄，仅有1 m左右，但仍明显发现由沙洲边部至尾部发育5期沉积，第一期暗色泥质层与第二期杂色根土层均能作为小范围对比标志，之上发育三期沙泥质互层沉积，沙质主要为块状，层理不明显(图3)。

图2　赣江三角洲上平原顺直河道内沙洲与河道边堤岸沉积特征Fig.2　Plainview and cross section of straight channel reach in upper Ganjiang Delta plain

在沙洲沉积解剖的基础上，考察了上三角洲平原整体沉积特征，认为其具有如下特点：(1)如图1所示，上三角洲平原分流河道为顺直河道[19-20]，河道宽约500 m[19]，河道两侧堤岸沉积底部为中细沙，中上部为细沙、粉沙与泥质互层。在顺直河道的局部存在拐弯特征，在拐弯处发育中细沙沉积；(2)顺直河道两侧，堤岸整体较高，一般高出水面2～3 m，宽数米至十数米，厚度向堤岸后端降低。河道两侧堤岸的高低与河道宽窄存在紧密关系，在河水面较窄处，河道两侧堤岸较高，随河道变宽堤岸相对变矮(图2，图4A)，其原因是顺直型河道下切作用明显，由直接的下切来减少比降，从而使河流达到流水稳定；(3)河道间的沙洲头部尖嘴处、洲尾尖嘴处较沙洲中部低矮，远端尖嘴处与河水相接。与赣江中下游南昌段河流相江心洲沉积物对比[35]，河流相江心洲的头部、尾部及侧翼以沙砾质沉积为主，江心洲内部主要为沙泥质沉积。此处的上三角洲平原分流河道内沙洲沉积物较细，受两边河道水流影响，尖嘴处主要为中细沙质沉积，沙洲中部多发育泥质、粉沙沉积。沙洲尾部延伸较远，形成河道内的斜列坝，一般延伸200～300 m远，斜列坝顶沙波发育，波痕顶部见双脊。由于沙洲尾部处于两条分支河道交汇处，沙波顶部双脊的形成可能受交叉水流的影响(图2，图4C)。由此可知，上三角洲平原河道间沙洲的洲头、洲尾及近河堤岸位置发育中细沙质，洲头或洲尾的斜列坝等为有利砂体类型。

2.2下三角洲平原上游堤岸-岸后

过龙潭解剖点向北约1.5～2.0 km，进入洪水线与枯水线之间的下三角洲平原上游区，该区域分流河道仍呈顺直状态[19-20](图1)，河道宽300 m左右[19]。在该区河道右岸(河坝地区，图1)进行了探坑挖掘，该处沉积具有如下特征(图5)：(1)探坑1属顺直河道边的堤岸，探坑深1.3 m，将其划分为两个沉积单元。下部沉积单元为反韵律的褐黄色泥质粉沙-土黄色粉细沙。上部沉积单元厚约90 cm，底部发育泥砾层，泥砾层厚9～10 cm，泥砾呈撕裂状，大小4～5 cm，小的泥砾径约1 cm左右，中部发育土黄色块状粉细沙-灰色、土黄褐色粉沙质泥的正韵律沉积，上部发育植物根须明显的土黄色粉细沙；(2)探坑2位于探坑1东部约150 m处，属顺直河道岸后沉积，探坑深1.4 m，下部沉积单元发育反韵律的土黄色粉沙质-细沙质，粉沙质中云母片较多，并见个别漂浮状泥砾，泥砾径2 cm左右。上部沉积单元厚60 cm左右，以土褐色粉沙质泥为主，顶部根土层厚25 cm左右；(3)对比探坑1与探坑2的沉积特征，认为下三角洲平原上游顺直河道边堤岸沉积以沙质为主，沙质沉积向岸后区减少，泥质有所增加，泥砾层也向岸后区减薄直至消失。近河道堤岸是有利砂体的发育位置，砂体类型为堤岸砂。

2.3下三角洲平原下游堤岸-岸后

沿赣江中支向北至河之尾地区(图1)，属三角洲下平原下游区，笔者在三角洲下平原末端的两条分流河道间挖掘了3个探坑(图6)，沉积序列对比性较强，可划分为3个沉积单元：(1)下部沉积单元底部为区域上稳定分布的土黄色粉沙质泥，此为早期的湖相泥沉积，向上演变为灰色、杂色泥质粉沙、细粉沙质。探坑1与探坑3为两条分流河道边的堤岸沉积，沉积的沙质较粗，灰色、深灰色粉细沙质的颜色应是植物、贝壳腐烂的有机成因。探坑2属岸后沉积，沉积物较细；(2)中部沉积单元以土褐色、土黄色沙泥质互层为主；(3)上部沉积单元以土黄色粉沙-细沙质沉积为主，植物根须较发育。

图3　赣江三角洲上平原龙潭解剖点沙洲边部-尾部沉积序列对比图(解剖点位置见图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现代沙质沉积主要呈块状，沙泥质互层，但层理不明显

考察下三角洲平原下游河道边堤岸-岸后沉积，认为其具有如下特征：(1)分流河道宽30～120 m，平均约60 m[19]。河道两边的堤岸高度低，只高出河道水面数十厘米，比上三角洲平原、下三角洲平原上游的堤岸低2 m左右，但堤岸沉积范围很宽(图4B)；(2)河道边堤岸-岸后沉积物的粒级与沉积水动力强弱密切相关。探坑1附近分流河道水动力最强，沙质沉积物以中细沙质为主，并见贝壳层发育。探坑3附近分流河道水动力较弱，其沙质沉积物以粉细沙为主，见个别贝壳沉积。探坑2属两条分流河道间的岸后沉积，水动力条件最弱，沉积物粒级细，以泥质粉沙、粉沙质为主(图6)。由此可知，下三角洲平原下游近河道边堤岸是有利砂体发育区，砂体类型为堤岸砂。

2.4河道入湖的河口区

影响河口区沉积物卸载的因素有河-湖水体密度差、河口区地形坡度、河流载荷类型、河流流量等[2]。在赣江三角洲的河口区，河道边堤岸及岸后沉积物高出水面50～70 cm(图4B、F、G)。分流河道水体较浅，1 m左右。河口区是河道水体携带泥沙卸载的沉积区域，通过探坑挖掘及考察，认为其具有如下特点：(1)如图7探坑1与探坑2所示，河口区沉积序列以反韵律为主，下部主要为暗色粉沙质泥与泥质粉沙，中部为灰色细沙，并见贝壳、生物螺沉积，上部主要为土黄色、灰色细沙质沉积；(2)探坑1沉积厚度约60 cm，在底部发现现代的竹篙，据当地渔民介绍，竹篙可能是三年前被洪水冲倒原地堆积所致，因此，推测河之尾地区的沉积速率很大；(3)如图7所示，河口区分流河道水位浅，河水携带大量泥沙在该区域卸载，向湖区形成较多的纵向坝、横向坝沉积，河水在坝体之间流动。河口区的纵向坝、横向坝及水下分流河道内主要为细沙、粉沙沉积(图4D)。传统观点认为河口砂坝形成是河流入湖后, 水流展宽和湖流的顶托作用使流速骤减,河流底负载下沉而堆积成水下浅滩,浅滩淤高、增大,露出水面,形成新月形河口沙坝。河口坝出现后,水流便从沙坝顶端(近岸端)分成两股,形成两个分支河道(分流河道) ,并向外侧扩展。分支河道向前发展,在河口处又会出现新的次一级河口沙坝。这一过程不断重复, 就形成了一个喇叭形向湖延伸的多叉道河网系统, 这一系统的不断重复和推进便形成了三角洲[20]。

图4　赣江现代浅水三角洲野外宏观沉积特征Fig.4 　Geomorphology of recent shallow water delta—Ganjing River DeltaA.上三角洲平原顺直河道边堤岸沉积(高而窄，黄色为救生衣)；B.下三角洲平原顺直河道边堤岸沉积(矮而宽)；C.上三角洲平原分流河道间沙洲尾部(斜列坝)沙质沉积；D.河口区沉积的水下分流河道、纵向坝、横向坝；E.河口区坝体生长、合并逐渐演变成堤岸沉积(右侧为河道)；F.下三角洲平原下游河道间(小型沙洲)表面粉细沙质沉积；G.下三角洲平原下游河道间沙洲表面植被丛生，植被下粉细沙质沉积；H.下三角洲平原顺直河道中心部位(水面之下)灰色泥质沉积，沙质不发育

图5　赣江三角洲下平原上游顺直河道边堤岸-岸后沉积对比剖面Fig.5　Cross section through levee to overbank of proximal lower delta plain, illustrating lateral variation in facies

图6　赣江三角洲下平原下游堤岸-岸后沉积对比剖面Fig.6　Cross section through levee to overbank of distal lower delta plain, illustrating lateral variation in facies

通过现场考察，笔者认为赣江三角洲河口区堤岸、岸后沉积物堆积及分流河道向湖生长延伸，与坝体的生长、合并有关，与传统观点有些差异，生长过程如下：(1)分流河道携带泥沙，在入湖末端分散状沉积，当河口区一侧(如左侧)较为低洼时，所携泥沙则主要在河口区左侧堆积，形成水下浅滩，浅滩淤高、增大,露出水面形成新月形河口沙坝(图4E)，这一点与传统观点一致；(2)随着坝体面积的不断增大，多个坝体逐渐被淤积的泥沙所封闭，水体很浅，坝体时有暴露(图4E)；(3)由于河口区左侧泥沙堆积较多，多个坝体出露、合并逐渐形成堤岸，河口区右侧则变为低洼部位，河水携带泥沙向右侧堆积，与左侧形成堤岸沉积的过程相同，右侧也逐渐形成堤岸，且面积逐渐增大；(4)之后随着河水携带泥沙的不断注入，又在左侧逐渐形成堤岸，如此循环往复。随着河口坝体的不断生长、合并，逐渐形成堤岸沉积，堤岸之间的分流河道不断向湖区生长、延伸。由上述分析可知，在顺直型分流河道[19-20]入湖的河口区，近河道堤岸、水下分流河道、纵向坝、横向坝等为有利砂体类型。

图7　顺直分流河道入湖的河口区沉积砂体分布图Fig.7　Plainview of distributary mouth bars and sedimentary logs at levee

总之，通过上述浅水三角洲有利砂体类型与发育位置解剖，认为平面上浅水三角洲上平原河道内沙洲的洲头与洲尾、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，入湖河口区的水下分流河道、纵向坝、横向坝是有利砂体的发育区及有利砂体类型。由图3—图7所示，上述有利砂体在垂向上多以反韵律为主，其原因如下：(1)鄱阳湖赣江三角洲属分流沙坝型浅水三角洲[20]，分流沙坝是此类三角洲的沉积骨架, 并在后期不断接受沉积后出露水面,逐渐演化成沙洲、沼泽。三角洲平原并非是常规三角洲的同期沉积, 而是前缘沼泽化的结果[20]；(2)赣江浅水三角洲垂向上具有早期湖泊相泥-反韵律河口沙坝(纵向坝、横向坝)-下平原与上平原堤岸沙泥质互层的沉积演化特征，顺直型河道内沙质不发育，即正韵律的分流河道砂体不发育(仅在图3中解剖点5较明显)； 赣江三角洲平面上具有上平原-下平原-河口区坝体的沉积特征，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积、河口区坝体沉积，推测在上平原-下平原的堤岸沉积之下仍有早期坝体、早期湖相泥质沉积。(3)顺直型河道中存在着明显的泥沙分选现象[36]，粗颗粒都聚集在浅滩上，深槽的组成物质一般较细。在浅滩段还存在着垂直方向上的泥沙分选，即最粗的颗粒聚集在表层，向深处逐渐变细，这是因在水流的剪切作用下，床面各层物质间存在向上的离散力之故。

3　分流河道与湖泊作用机制

3.1分流河道作用机制

陆地上的河流入湖后, 其能量特征发生显著变化[20]。陆上，河流水体本身的惯性力、地形坡度造成的附加动力起着决定作用。入湖后,河流的前端出现停滞水体,对河水流动具有明显的阻挡作用。在湖水的阻挡下,河流携带沙泥质在河口区形成三角洲沉积。段冬平等[19]通过对赣江三角洲分流河道研究，认为随着河流的入湖，河道开始由原来的一支变得越来越多，呈扇状发散，构成了三角洲沉积的骨架。分流河道数量由原来的2条增加到末端湖岸线时的25条，三角洲呈扇形展开，展开角度为120°。如图1所示，赣江三角洲上平原-下平原的分流河道属顺直河型[19-20]，其与冲积平原上曲流河有较大不同，顺直河道内是否有大量沙质沉积呢？针对此问题，笔者对三角洲下平原分流河道中心的沉积物进行了采样，如图1、表1及图4H所示，河道内水面下的沉积物以深灰色、灰色、土黄色泥质与粉沙质泥为主，特别是靠近河之尾的1号样、2号样中粘土的含量高达34.6%～64.4%，推测其为早期的湖相泥质沉积。由此认为，由于赣江三角洲平原内分流河道属顺直河型，与冲积平原上辫状河、曲流河的作用机制有很大差别，河道内为非主要的沙质沉积区域,这也与顺直型分流河道浅滩堤岸沙质沉积物发育、凹槽内细粒沉积物分异的特征相吻合。

由以上分析可知，赣江三角洲平原顺直型分流河道的主要作用机制如下：(1)分流河道是浅水三角洲沉积的骨骼与血管，其发展演化存在分叉与合并两种形式[19]。分叉的原因在于河口处形成的河口坝砂体的阻碍作用，持续的分叉导致分流河道不断变窄，数量不断增多。合并是分叉的分流河道在向湖盆延伸过程中，与另外一条分流河道交汇，交汇处的河道宽度可以比上游河道宽；(2)过沙通道、冲刷侵蚀并改造早期沉积物。此种作用机制主要作用于上三角洲平原和下三角洲平原上游区。上三角洲平原分流河道水面宽，主流线流速高，下三角洲平原上游分流河道水面窄，主流线流速降低。分流河道属过沙通道，下切侵蚀河道内洪水期形成的早期沉积物，造就堤岸、河道内之凹凸不平的底形，河道内沙质沉积有限；(3)携带沙泥质，提供沉积物。此种作用机制主要作用于河口区，河口区分流河道水面窄，水体呈片状特征，河水携带大量沙质主要沉积于该区，主流线两侧形成纵向坝、横向坝，随着坝体生长、合并，不断形成新的堤岸，分流河道持续向湖区延伸。

表1鄱阳湖赣江三角洲顺直型分流河道内泥质沉积物全岩分析结果

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

编号岩性矿物种类和含量/%石英钾长石钠长石粘土矿物总量/%1-河道中心泥质51.71.62.444.31-河道边泥质54.58.22.734.62-上部土黄色泥质40.82.22.154.92-下部深灰色泥质33.10.91.664.43-上部深灰色含粉沙泥质54.73.34.237.83-中部土黄色含粉沙泥质58.47.05.728.93-下部深灰色泥质43.85.91.648.74泥质49.31.93.944.9

3.2湖泊作用机制

鄱阳湖是一个季节性涨水的敞口湖盆, 洪枯水位变幅悬殊[22]，洪水期主要在每年的6-9月出现，水位多在19 m以上[31]。洪水期以顶托型湖流为主[27]，顶托型湖流是由长江与赣、抚、信、饶、修5河同时涨水产生或者5大河流大汛基本结束，长江涨水所致。顶托型湖流每年均有，该湖流致使全湖流速变小，湖面开阔平静，甚至大部分湖区流速为零。鄱阳湖多年平均枯水期持续时间长(10月至次年3月)，枯水期水位低，平均水位为11.81 m[32]。

图8　鄱阳湖赣江浅水三角洲不同阶段动态生长演化模式图Fig.8　Sedimentological evolution of Ganjiang River shallow water delta图中“·”为沙质发育区；“-”为粉沙、泥质等发育区

在湖平面频繁波动与湖流作用下，湖泊存在4个方面的作用机制：(1)洪水期(高水位)、枯水期(低水位)湖盆均提供可容纳空间，分流河道携带的沙泥质堆积在河口区(图4D和E、图7、图8)；(2)洪水期(7-9月)，顶托流使全湖流速减小至0.1 m/s以下, 此时湖面开阔平静,悬浮的细粒物质在湖区内广泛沉积[22]；(3)洪水与枯水过渡期，湖面频繁波动,湖流、波浪和沿岸流的冲刷作用改造了早期沉积物的分布,导致先前沉积的下三角洲平原、三角洲前缘的河口沙坝、水下分流河道等砂体发生不同程度的席状化。受气候季节性、周期性变化影响,鄱阳湖湖面波动频繁,岸线摆动大而迅速，湖岸线变迁可宽达数十公里[4-5]；(4)枯水期(10月以后),湖水随长江洪水退落而泄量增加,湖滩逐渐显露,湖流增大似河流,鄱阳湖中心发育悬移质细颗粒的泥沙沉积,沉积速率在1.0～3.2 mm/a,平均为2.1 mm/a[28]。

4　浅水三角洲沉积动态演化过程

鄱阳湖湖盆自东向西、由南向北倾斜,湖底平坦[28]。每年4月以前为枯水期，4月起进入汛期,流域入湖的水、沙骤增,湖水位升高,湖滩逐渐淹没,呈湖相景观,湖流变慢。7-9月长江大汛期间,湖水受顶托或倒灌作用,流域入湖泥沙大部分沉积于湖内。10月以后,湖水随长江洪水退落而泄量增加, 湖滩逐渐显露,鄱阳湖再成河相[28]。基于鄱阳湖每年不同时期的水文变化特征及三角洲不同沉积微相的解剖与考察，认为赣江浅水三角洲成因演化过程可划分3个阶段(图8)。(1)第一阶段为湖泊早期沉积阶段。湖水面较低，湖泊内发育稳定的深灰色、灰色、土黄色泥质沉积物，这与吴艳宏[25]及董延钰[26]关于鄱阳湖沉积环境与沉积物粒度特征等的研究成果相一致。顺直型河道携带大量泥沙入湖堆积，河口处形成纵向坝、横向坝及水下分流河道等沙质沉积。(2)第二阶段为湖平面上升至最大洪泛期，细分为两个时期：① 湖水面上升早期，由于洪水期的来临，鄱阳湖湖平面频繁波动，湖流、波浪和沿岸流冲刷早期沉积的下三角洲平原、三角洲前缘河口沙坝、水下分流河道等沙质，使其发生席状化改造作用，沙质大面积分布。② 最大洪泛期，河流携带大量泥沙入湖，受顶托湖流作用影响，湖流流速很低，沙泥大面积堆积在先前河道、堤岸及河口区。(3)第三阶段为赣江三角洲进积阶段。随着枯水期的来临，湖平面下降，在下三角洲平原地区，退却的湖水、分流河道内的河水冲刷低洼处洪水期沉积的泥沙，并将其携带入湖，而河道两侧堤岸高部位沉积的泥沙受冲刷作用弱，沙泥质日积月累、堆积叠置得以保存，这就是赣江三角洲下平原顺直河道发育、蛇曲侧积不发育而堤岸每年沉积都有增高的原因。在河口沉积区，纵向坝、横向坝及分流河道内沙质沉积发育，随着沙泥质不断输入，坝体逐渐合并、生长演化为堤岸，分流河道不断向湖区生长，三角洲前缘逐步沼泽化并演变为三角洲平原沉积。在下三角洲平原接近河口区挖掘的探坑中，均以土黄色粉细沙质、中沙质等沉积为主(图4F和G)，表明该区域的沙质沉积物主要是继承和保留了前期处于前缘部位时的沉积物，这些沉积物经过了河道、湖流、波浪等的改造作用。河口区平均每年淤高1 cm，1973—2000年的26年来，赣江中支尾闾砂体不断向湖心扩大[28],淤胀宽度最狭为1 km，最宽为2.5 km，淤胀总面积约26.6 km2,平均淤积速率为1.3 km2。枯水期湖盆中心再成河相,湖流增大,湖中心以悬移质细颗粒的泥沙沉积为主[24]。在此基础上，推测现今赣江中支形成的浅水三角洲(实地考察部分)可能是数百年内湖平面不断升降、沙泥质不断进积的结果。

5　结　论

(1)赣江浅水三角洲上平原-下平原发育顺直型分流河道，河道两侧堤岸由高出水面2～3 m减少至河口区的50～70 cm。河口区堤岸、岸后沉积物堆积及分流河道向湖生长延伸，与河口坝体的生长、合并有关。随着河口坝体的不断生长、合并，逐渐形成新的堤岸，堤岸之间的分流河道不断向湖区生长、延伸。

(2)赣江浅水三角洲上平原河道内沙洲的洲头与洲尾、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，入湖河口区的水下分流河道、纵向坝、横向坝是有利砂体的发育区及有利砂体类型。

(3)浅水三角洲垂向上具有早期湖泊相泥-反韵律河口沙坝-下平原与上平原沙泥质互层堤岸沉积的演化特征，由于赣江浅水三角洲的河道主要为顺直型，正韵律的分流河道砂体不发育。受探坑挖掘深度所限，揭示的上平原-下平原堤岸沉积、河口区坝体沉积之下仍有早期坝体、早期湖相泥质沉积。

(4)赣江浅水三角洲动态成因演化过程可分为先期枯水期湖泊沉积阶段，湖平面上升至最大洪泛期阶段和再次枯水期的三角洲进积阶段。枯水期退却的湖水、分流河道内的河水冲刷低洼处洪水期沉积的泥沙，并被携带入湖，河道两侧堤岸高部位沉积的泥沙受冲刷作用弱，沙泥质堆积叠置得以保存，这就是赣江三角洲下平原顺直河道发育、蛇曲侧积不发育但堤岸每年都有增高的原因。

致谢：参加野外工作的还有罗平教授、袁选俊教授、朱如凯教授、张友焱教授、周红英高级工程师等，对他们的有益指导与帮助深表谢意！

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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；责任编辑：孙义梅。

国家科技重大专项“前陆冲断带及复杂构造区地质演化过程、深层结构与储层特征”(2016ZX05003-001)。

高志勇，男，高级工程师，1974年出生，沉积学专业，主要从事沉积学、储层地质学研究。

Email:gzybox@163.com。

TE121.3

A

1000-8527(2016)02-0341-12