湖泊碎屑岩沙坝成因机制及构型表征研究进展*

邱隆伟 李 欣 杨勇强 董道涛 伏 健 文 旭 Danish Khan

1 中国石油大学（华东）地球科学与技术学院，山东青岛266580

2 深层油气重点实验室，山东青岛266580

滩坝砂体经波浪和沿岸流的往复冲刷，成熟度较高，具有巨大的油气勘探潜力（姜在兴等，2015；王夏斌等，2019）。2006年，济阳坳陷上报的0.92×108t储量中，滩坝砂油藏约占40%（范竹清，2009；鹿坤，2009），从此，滩坝砂体逐渐成为深化老区勘探开发、实现油气增产增量的重要方向之一（Gao et al.，2017；王腾飞等，2018；Song et al.，2018；Wang et al.，2019）。美国尤因塔盆地、南苏丹Melut盆地及中国的渤海湾盆地、准噶尔盆地、鄂尔多斯盆地、苏北盆地、塔里木盆地、江汉盆地等均已发现了滩坝砂储集层（唐武等，2015；陈彬滔等，2018；Lisa，2019；彭伟，2019；Wang et al.，2019；王旭影和姜在兴，2020）。国外学者基于海湖岸的现代沉积观测及野外露头考察，重点研究了滩坝砂体的成因机理（Charles，1971；Le Mauff et al.，2018；Liu et al.，2019；Clems，2020；Di Celma et al.，2020）；国内学者主要基于勘探开发实际资料研究了滩坝储集体的沉积成藏特征（Jiang et al.，2014；韩元红等，2016；Gao et al.，2017；陈启林等，2019；周清波等，2019）。国外对滩坝的认识最早起源于滨浅海环境中，认为滩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（Thompson，1937），在此基础上又陆续定义了连岛沙坝（Saville，1950）、障壁岛（Potter，1967；Shelton，1967；Davies et al.，1971）及沿岸沙坝（Campbell，1971）。国内对于滩坝的定义最早是由吴崇筠（1981）引入，侧重于对滩和坝所受作用力和形态特征的描述，指出浅滩、沙坝也可存在于滨浅湖环境中。朱筱敏等（1994）进一步细化了滩和坝所受的水动力、形态及发育位置差异，指出滩和坝的发育位置为湖盆滨浅湖处，滩主要受波浪冲洗，席状展布；坝受波浪和水流共同作用，多为细长的脊、堤和隆起物。对于滩和坝的关系，有学者指出坝是滩的一种特殊类型，滩与坝共生（朱筱敏等，1994；姜在兴等，2015）；也有学者认为滩和坝的形成条件、沉积位置及沉积特征具有明显差异，将坝看作是滩的一种特殊类型或者一部分不合理（王冠民等，2016），或认为滩与坝是2个不同的概念，滩与坝之间可叠加共生或相互毗邻（王菁等，2019）。与主物源直接控制的大型河流和三角洲等砂体相比，滩坝砂体的地质成因类型复杂多样，单层厚度薄，横向变化快。存在的问题主要是多年来不同学者对滩和坝概念的理解，以及对影响滩坝砂体发育的控制因素及滩坝砂体的形成机制分析等存在较大差异，进而影响了滩坝砂体的精细表征。作者基于大量文献调研、卫星影像及野外露头踏勘，从滩坝砂体的概念厘定入手，分析了影响滩坝砂体发育的主要控制因素，总结了滩坝砂体的成因机制及沉积构型模式，以期为湖盆滩坝砂体的勘探开发提供理论支撑。

1 滩坝概述

湖泊的水动力作用主要表现为波浪和沿岸流，缺乏潮汐作用，这是湖泊与海洋的重要区别之一（邹才能等，2008；Zahid et al.，2016；Wang et al.，2020）。鉴于海洋与湖泊环境的差异性，作者聚焦于湖泊陆源碎屑岩滩坝。滨浅湖滩坝砂体是湖泊周缘携带的砂质沉积物在波浪、湖流等水动力作用下重新改造、再沉积而成（商晓飞等，2014），包括滩和坝2类沉积体（朱筱敏等，1994），其中滩指湖盆滨浅湖处受波浪冲洗与改造形成的分布范围较广、沉积厚度较薄的砂（砾）沉积体；坝用于表述那些细长的脊、堤和隆起物，由波浪和水流作用建造而成（朱筱敏等，1994；姜在兴等，2015）。为便于描述，笔者总结了国内外自20世纪30年代以来对湖泊滩坝的研究，重点统计了东营凹陷滩坝砂体发育典型井段的厚度（表1），再结合卫星影像调研（图1），从分布范围、物源、地质营力、分布形态和厚度5个方面对湖泊中滩和坝进行了梳理。坝类型众多，包括沙嘴（图1-a，1-b）、障壁沙坝（图1-c，1-e）、连岛沙坝以及离岸沙岛等，其形态呈条带状、镰刀状、新月形与岸线斜交，也可以离岸发育，坝在成因上以波浪和沿岸流作用为主，其顶部长期暴露于水面之上，平均厚度约为2.8m；滩主要分为2种，高点位于湖岸线上（图1-d）或位于水下（图1-f），席状展布，与湖岸相连或总体平行湖岸发育，受波浪作用，厚度在0.2～2m之间，平均厚度约为1.05m。因此湖泊滩坝的内涵可理解为滨浅湖地区存在的滩和坝2种沉积体的统称。滩是湖泊边缘所形成的碎屑物质，如三角洲携带入湖的沉积物、湖岸侵蚀产生的碎屑物及生物骨骼等，在波浪主导下垂直岸线发生二次搬运，并在滨浅湖地带沉积而形成的席状或条带状薄层砂体；滩包括滨岸滩和水下浅滩，其平均厚度约为1m。坝是湖泊边缘所形成的碎屑物质，在波浪和沿岸流主导下平行或斜交岸线发生二次搬运，所形成的长条形或不规则形态的沙质沉积体，坝在滨浅湖地带沉积的部分与岸线以任意角度连接、部分与岸之间有稳定水体相隔，顶部长期暴露于水面之上，平均厚度多为2～3m，坝包括沙嘴、障壁沙坝、连岛沙坝、沙岛等。滩进一步划分为滩脊和滩席等次级单元（操应长等，2009；Jiang et al.，2014；王夏斌等，2019），坝进一步划分为坝侧缘、坝主体、坝间等次级单元（Jiang et al.，2014；张天舒，2019；白立科，2020）。

表1 东营凹陷古近系沙四段滩坝砂体厚度统计（部分数据）Table 1 Thickness of beach bars in the Member 4 of Paleogene Shahejie Formation in Dongying depression（partial data）

图1 典型滩坝现代沉积卫星图片（据Google Earth，2021）Fig.1 Satellite images of modern sedimentation of the typical beach bars（according to Google Earth，2021）

2 沙坝的沉积特征

2.1 沉积物类型与组分特征

按照粒度将碎屑岩沙坝分为砾质坝、砂质坝和含砾砂质坝3种（图2）。早期人们的研究多集中于砂质坝（Greenwood and Mittler，1984；朱筱敏等，1994；陈世悦等，2000；宋春晖等，2000；Schwartz and Robert，2012），前人对砂质坝的沉积特征、地球物理特征、分布模式和储集层特征进行了很多综合研究，而对砾质坝和含砾砂质坝的关注较少。青海湖黑马河和耳海广泛发育砾质坝（图2-a，2-b），最大厚度6m左右，主要由中砾、细砾和少量粗砾组成，颗粒支撑，砾石次圆状，分选差—中等，受冲洗回流浪反复作用，砾石垂直岸线定向排列。含砾砂质坝在岱海及青海湖均可见（图2-c，2-d），最大厚度约4m，主要为粗砂、细砂夹砾石等沉积物，砾石粒度较砾质坝明显减小，次圆状、分选差—中等，砾石垂直岸线定向排列。砂质坝（图2-e，2-f）发育最为广泛，以中—细砂岩和粉砂岩最常见（Jiang et al.，2014；高亮等，2018；Liu et al.，2019；王夏斌等，2019；王旭影和姜在兴，2020）。从前人的全岩分析和镜下统计资料可知，碎屑岩滩坝储集体以岩屑质长石砂岩为主，局部见长石质岩屑砂岩、长石砂岩（高亮等，2018；Wang et al.，2019；Wang et al.，2020）。其中，坝主体为中—粗砂岩、细砂岩及砾岩，坝侧翼为细砂岩和粉砂岩，坝砂中生物扰动和植物化石少。坝砂粒度曲线以三段式为主，其中坝主体滚动次总体含量约为7%、跳跃次总体含量约为90%、悬移次总体含量约为3%，滚动次总体的粒径为-1～1φ、跳跃次总体的粒径为1～2.5φ；坝侧缘滚动组分含量约为30%、跳跃组分含量约为60%、悬移组分含量约为10%，滚动次总体的粒径为-1～1φ、跳跃次总体的粒径为1～3.2φ，在粒度累积概率曲线及粒度中值、分选等方面，均呈现和滩有较显著差异（图3-a）。坝主体累积概率曲线斜率明显大于坝侧缘，分选更好，颗粒直径更大（图3-b）。SP和GR曲线呈“舌状”或反旋回“漏斗型”（魏恒飞等，2019）。

图2 沙坝的沉积物类型及其发育特征Fig.2 Sediment types and development characteristics of bars

2.2 沉积构造特征

通过青海湖、岱海、黄旗海等地区的野外露头踏勘可知，沙坝主要分布在滨浅湖区水动力能量较强的地带，沉积物以砾、中粗砂和细砂等为主，野外露头中以障壁岛、沙嘴最为常见（图4-a），平面上可与岸线平行、斜交或相连，可见数排并列分布的现象。垂向上砂层数少但厚度大，在1.3～6m之间，平均厚度约为2.8m（表1）。呈多个向上变粗的反韵律相互叠加（图4-f，4-g，4-k）；常见块状层理（图4-h）、低角度冲洗交错层理（图4-i，4-j）、波状层理（图4-f）等，生物化石较少及生物扰动相对较少（图4-f，4-g）；由于水动力较强，在坝的高点可出现小型变形构造（图3-g）。相对而言，滩沙主要分布在滨浅湖区水动力能量较弱的地带，以中—细砂和粉砂质沉积物为主，夹薄的砾石层及粉砂质泥质层。平面上，多平行岸线分布，呈较宽的条带状（席状），面积大，障碍痕相对坝沙更加发育（图4-b）；垂向上，厚度在0.2～2m之间，平均厚度约为1.05m（表1），粒序不明显或成反韵律（图4-d）；发育平行层理（图4-d）、冲洗层理（图4-d）、波状层理（图4-c）等；常发育炭屑层，有完整的植物形态、生物潜穴，化石含量高，以螺为主（图4-d）；层面可见浪成波痕和干涉波痕等（高亮等，2018；魏恒飞等，2019）。

图3 峡山湖滩和坝粒度分布图Fig.3 Grain size distribution of beach-bar in Xiashan lake

图4 现代滩坝的沉积特征Fig.4 Typical sedimentary characteristics of modern beach-bars

2.3 沉积序列特征

沉积序列是多种岩石类型共生组合的基本单元（黄道军等，2021）。陈世悦等（2000）指出惠民凹陷沙三段、沙四段砂质滩坝一个完整的相序包括局部含生物碎屑的灰色泥岩→泥质粉砂岩→细砂岩→泥质粉砂岩→碳质页岩，底部是反映较深水条件的沉积产物，顶部为反映较浅水环境的沉积产物，呈现出下部反韵律、上部正韵律的复合韵律。王菁等（2019）按照沉积环境绘制了青海湖碎屑岩滩坝的沉积序列，指出滩砂为反韵律，坝砂为正韵律，整体显示为砾石沉积→粗砂沉积→粗砾石级沉积的有序叠加。不同学者对不同地区滩坝沉积序列的分析存在差异性的原因在于各地的水动力条件不同，学者们在总结沉积序列时对岩心及水动力特征的重视程度不同。结合前人研究及野外露头踏勘，结合沙坝的沉积特征及水动力特征可知，坝的演化主要包括4个阶段：阶段Ⅰ为弱波浪作用阶段，是波浪作用的初期，波浪作用最弱，沉积物由砂质泥岩过渡为泥质砂岩，砂岩含量逐渐增加，主要发育透镜状层理、波状层理及生物扰动。阶段Ⅱ为动荡水流—冲洗回流阶段，沉积物由泥质砂岩过渡为纯净砂岩，表层可见冲流痕、冲洗线理和生物扰动，剖面可见波状层理、爬升层理、压扁层理，以及冲洗交错层理、低角度楔状交错层理等。阶段Ⅲ为风成阶段，沉积物分选好，内部无杂基发育，主要发育风成交错层理，顶部覆盖植被。阶段Ⅳ为沼泽化阶段，以静水环境中所形成的富含有机质泥质沉积物为主，中间夹少量风成砂，之上有植物生长及动物钻孔，干旱环境下表面发生泥裂。

2.4 物性和非均质性特征

通过对前人实测物性资料（路顺行，2008；操应长等，2009，2013；郭晓，2017；Wang et al.，2017；王永诗，2021）的统计可知湖泊碎屑岩沙坝的储集层孔隙度主要集中在5%～25%，其中中孔隙度储集层占39.1%，低孔隙度储集层占34.8%，特低孔隙度储集层占21.7%；储集层渗透率主要集中在（0.01～100）×10-3μm2，其中特低渗和低渗储集层占39.1%，中等渗透率储集层占21.8%（图6）。何敏等（2013）通过对柴达木盆地油沙山油田滩坝储集体沉积特征非均质性的研究指出沙坝中各个微相砂体的层内非均质性不同，变异系数为0.6～1.1，突进系数为1.5～3.7，级差为40～176，夹层频数为0.1～0.44，反映层内非均质程度中等—强。其中，坝主体的非均质性最弱，坝边缘其次，坝间最强。

3 沙坝成因机制

3.1 沙坝发育的影响因素

滩坝砂体在古代湖盆与现代湖盆广泛发育，地貌、水深、岸线、构造、沉积水动力条件、物源供给等都会影响滩坝砂体的发育（杨勇强等，2011；姜在兴等，2015；王腾飞等，2018；王菁等，2019；王夏斌等，2019）。分析各因素之间的耦合关系，可为沙坝砂体的成因机制、构型单元及沉积模式等的研究提供理论指导。

3.1.1 水动力特征对沙坝形成和分布的影响

滨岸环境作为滩坝砂体发育的主要场所，水动力作用复杂而强烈。一方面，水体深浅影响滩坝储集体的形成和保存，如肖波（2017）认为车镇凹陷大王庄油田沙二段1砂组滩坝沉积的有利水深为17～30m，因此，水体过浅，砂体不易保存；水体过深，滩坝不易形成。另一方面，水动力类型多样，主要包括波浪、沿岸流及裂流等，Friedman和Sanders（1978）按照波浪的传播方向和大小，将波浪分为正向小波浪（图7-a）、正向大波浪（图7-b）、斜向小波浪（图7-c）、斜向大波浪（图7-d）4种。不同大小和方向的波浪会形成不同类型的坝，主要包括正向线状坝、斜向线状坝、钩镰状坝和新月形坝。在沿岸带除了波浪的往复运动外，还包括裂流及其伴生的沿岸流共同组成的环流系统及向岸的斜向波所产生的沿岸流系统，这2种浪生流系统通常同时存在（胡晨林等，2015；姜在兴等，2015；Grottoli et al.，2019）（图8）。一般来讲，波浪正向入射时，沙坝平行岸线展布；斜向入射时，沙坝与岸线斜交。例如，美国卡罗莱纳州北部Duck滨岸沙坝的规模与波浪的频率呈一定的正相关关系（Konicki and Holman，2000）。青海湖受西北风长期作用，波浪自西向东传播，因此在湖盆南岸、东岸及北岸可见规模较大的坝沉积体。此外，受该方向水动力作用，所有沙嘴也都向湖盆东边延伸。

图5 湖泊沙坝的典型沉积序列Fig.5 Typical sedimentary sequence of bars in lakes

图6 沙坝物性分布统计图Fig.6 Distribution statistics of porosity and permeability of beach-bars

图7 不同波浪在沿岸带的作用方式（据Friedman and Sanders，1978）Fig.7 Mode of action by different waves in littoral zone（after Friedman and Sanders，1978）

图8 沿岸环流系统（据Komar，1998；姜在兴等，2015）Fig.8 Nearshore cell circulation（after Komar，1998；Jiang et al.，2015）

3.1.2 风场对沙坝形成和分布的控制

风吹过水面，有效地将能量转移到波浪的形成中（Komar，1998）。沙坝主要受风浪控制，风场（风速、风向、风时和风程）影响波浪的大小、方向，进而影响砂体的分布及厚度等（Pochat，2005；Knott et al.，2012；Wang et al.，2018；姜在兴等，2020；王俊辉，2021）。盆地的迎风侧，波浪向岸传播的过程中随水深的变化依次为涨浪带、升浪带、破浪带、碎浪带和冲浪回流带等，相应的形成远岸坝、近岸坝及沿岸坝（图9）（姜在兴等，2015）。姜在兴等（2015）指出在物源供给充足时，沙坝的厚度（t）与吹程（F）、风速（U）及风向（β）可通过如下定量关系来表示：

图9 滨岸地区水动力分带及沙坝的发育（据姜在兴等，2015；有修改）Fig.9 Hydrodynamic zonation and development of bar in near shore zone（modified from Jiang et al.，2015）

其中式①适用于破浪带对应的破浪沙坝，式②适用于冲浪回流带对应的沿岸沙坝，α为地形坡度，F为风的吹程，U为风速，γb为破波指数，β为风向相对于岸线的入射角，为平均水深，b为与粒度有关的系数。因此，可通过沙坝厚度推测古风场，也可通过古风场推断沙坝发育的厚度，对沙坝发育规模及分布位置的预测具有重要意义。

3.1.3 物源对沙坝形成和分布的控制

物源是滩坝砂体发育的物质基础，控制其类型及分布范围，是影响滩坝储集体发育的根本性因素（Liu et al.，2016）。物源的位置决定滩坝的分布格局，在陡坡带近物源，以小规模近岸水下扇或扇三角洲为主，以四周隆起短程物源供给方式为主，可供波浪二次改造的砂体有限，滩坝不发育（Liu et al.，2016；王俊辉，2021）；相对而言，缓坡带三角洲、扇三角洲规模较大，延伸较远，以大规模稳定物源供给方式为主，滩坝较发育。尤其在盆地长轴入口区，大型三角洲体系前常可见多个平行岸线展布的滩坝砂体（姜在兴等，2015）。物源的类型决定滩坝的岩石学特征，杨勇强等（2011）根据初始物源区与滩坝的关系指出东营凹陷滩坝可分为富源型和贫源型，其中碎屑岩滩坝主要在富源型中出现，包括三角洲、扇三角洲及基岩供源三大类。在以青海湖沙坝为例，常年注入青海湖的5条河流在入湖处均形成不同类型的三角洲，布哈河入湖后形成曲流河三角洲，物源供给弱，砂体粒度相对较细，因此青海湖西岸的滩坝以中细砂为主；哈尔盖河和黑马河入湖后成为扇三角洲，因此青海湖南部和东北部的滩坝以砂、砾等粗粒沉积为主。物源供给量决定滩坝的规模，可用沉积物供给速率来表达（肖波，2017），通过粒度参数（粒度中值、分选系数、粒度方差等）、岩性系数及石英、长石、岩屑等的稳定系数分布进行加权平均求解。通过上述方法，肖波（2017）进一步指出沉积物供给速率在0.2～0.46m／ka时沉积滩砂，在0.4～0.6m／ka时沉积坝砂。沉积物供给速率与砂岩厚度具有线性正相关关系，沉积物供给速率越高，砂体厚度越大，除了可以作为滩砂与坝砂识别的辅助标志外，也可以用来预测砂岩厚度的分布。

3.1.4 构造运动与地貌对沙坝形成和分布的影响

盆地裂陷早期及断拗转换期构造运动相对稳定，古地貌相对平缓，是滩坝砂体发育的最主要时期（林会喜等，2010）。以青海湖为例，自中新世以来，青海湖经历了3次大的差异隆升，第1次在中新世—上新世，布哈河—青海湖—倒淌河断陷带开始发育，形成构造洼地；第2次上新世—早更新世，布哈河—青海湖—倒淌河断陷带进一步发育为地堑；第3次中更新世末期—晚更新世，团保山—日月山一带强烈隆升，倒淌河转向西流，形成现今四周被高山环抱、西北高、东南低的地势雏形（An et al.，2006；杨萍，2011）。在青海湖高程分布图中选取5条测线（WN1，WN2，WS1，ES1，E1）（图10-a），整体具有向湖坡度减小的趋势（图10-b），ES1为东南部一郎剑测线，海拔幅度差最小，其次为黑马河东侧WS1，青海湖东侧E1，西北部的2条测线WN1，WN2海拔幅度差最大。其中，WN1和WN2坡度较分散（0～8°），E1在0～6°，WS1和ES1主要集中在0～4°。稳定构造运动、低坡度地区（ES1、WS1、E1）与前人对青海湖地区滩沙发育位置的描述一致（Jiang et al.，2014；陈启林等，2019；Chen et al.，2020）。沙坝形成后，地貌可进一步控制滩坝所受的水动力强度，影响坝的保存（王菁等，2019）。

图10 青海湖高程及地形特征Fig.10 Digital elevation model and topography of Qinghai Lake

3.1.5 湖平面升降对沙坝形成和分布的影响

滩坝砂体主要分布于滨浅湖地带，浪基面决定滩坝向湖方向发育的极限位置，岸线决定滩坝向陆方向的极限位置，而岸线与浪基面的位置又会受到湖平面变化的控制。低位域时期，岸线和浪基面向湖中心迁移，湖平面处于高频震荡状态下，相应的滨岸带前移，滩坝进积；湖侵域时期，岸线和浪基面向岸迁移，湖平面震荡不明显，滨岸带向陆迁移，滩坝向岸方向退积；高位域时期，岸线、浪基面和湖平面均相对稳定，滩坝向湖盆中心迁移（姜在兴等，2015）。姜在兴等（2015）对东营凹陷沙四段的研究发现古滩坝主要发育在低位体系域，湖侵和高位体系域滩坝发育较少。王菁等（2019）也据此解释了青海湖东侧耳海附近古滩坝可达6排、而今滩坝最多为3排的原因。第四纪湖盆东部日月山的崛起，青海湖由外泄湖完全转为封闭湖盆，湖平面持续上升，形成于湖侵背景下的滩坝能够不断被新的滨岸沉积覆盖而得以很好的保存；全新世晚期以来，青海湖处于强烈的构造运动中，周围山地持续上升，开始了大规模的湖退过程（An et al.，2015），早期形成的滩坝不断暴露于湖平面之上遭受风蚀或流水冲刷。尤其当湖平面长时间持续下降时，早期形成的滩坝可能会被剥蚀殆尽，难以保存。

3.2 沙坝成因分析

前人对坝砂成因机制的研究主要包括破浪带成因机制、冲浪带成因机制和沿岸螺旋流成因机制（Masselink et al.，2005；Schwartz and Robert，2012；姜在兴等，2015）。一方面，破浪作用下，从波浪遇浅带传播而来的波浪携带沉积物向破浪带搬运，受水动力和沙坝形态的相互作用，最终在坝顶破浪处达到向岸搬运与离岸搬运的平衡，在坝后形成凹槽。破浪带内形成的坝离岸距离最大，称为远岸坝。波浪在远岸坝处破碎后，由于坝后凹槽的存在，水深加大，可再次形成重生波，往复循环，可形成多列几乎与岸线平行的坝（图9）。由于冲浪带中离岸流的搬运能力较向岸流弱（Masselink et al.，2005；姜在兴等，2015），沉积物在冲流达到最高位置处堆积，形成沿岸线展布的沙坝，称为近岸坝。另一方面，在风浪低角度斜交岸线入射时，会产生沿岸线方向前进的螺旋流（图11），包括入射波产生的振荡流、风生沿岸流和破浪导致的沿岸流3部分（Schwartz and Robert，2012）。从凹槽中线向波浪顶，沿岸流减弱，振荡流增加，使得较细粒的沉积物从凹槽中剥离，向两侧搬运，爬坡形成坝砂，粗碎屑在凹槽中集中形成滞留沉积，最终形成了以侵蚀作用为主的凹槽和以沉积作用为主的坝砂。

图11 沿岸螺旋流作用下沙坝成因机制示意图（据Schwartz，2012；有修改）Fig.11 Genetic mechanism of sand bar under the action of coastal spiral flow（modified from Schwartz，2012）

从波浪属性入手，对坝的成因机制进行分析。结合野外露头观测可知沙坝出现的形态主要包括正向线状坝、斜向线状坝、钩镰状坝、新月形坝、正向凸沙嘴、正向尖沙嘴、斜向短沙嘴、斜向长沙嘴。斜交岸线的向岸浪运动过程中碰到岸线反射后形成垂直岸线并向湖泊中心运动的离岸浪时，离岸浪的能量逐渐衰减，早期携带的沉积物随沿岸流运动方向发生卸载，从而形成直坝沉积（图12-a）。当向岸浪在碰到岸线反射后形成了斜交湖岸线的离岸浪时便形成斜坝（图12-b）。对于钩镰状坝（图12-c）：正向小波浪作用时，由于不受裂流的冲刷，两相邻沙坝的顶端会在平行岸线的方向不断延伸，直至拼接形成新月形沙坝；正向大波浪作用时，受弧形的沿岸流作用，沙坝的顶端被改造成尖角状；斜向小波浪作用时会产生斜向上的冲流和垂直岸线的回流，冲流使得砂体具有调整到与波浪平行的方向的趋势，裂流会对延伸的砂体产生冲刷，因此沙坝难以长距离延伸；斜向大波浪与斜向小波浪的区别在于其产生的裂流基本与沙坝平行，因此沙坝可长时间长距离延伸。对于新月形坝（图12-d）：正向小波浪时，冲浪—回流方向垂直于岸线，不会对砂体形态产生大的改造；正向大波浪作用时，其产生的裂流会将外侧的沙坝冲开，正向的上冲流使得沙坝变得更加平行，先转化为钩镰状沙坝的样子，波浪作用时间较长的情况下沙坝顶部会被改造成尖角状；斜向小波浪作用和斜向大波浪对新月形沙坝的改造与钩镰状类似，区别在于新月形沙坝较封闭，改造所需的时间更长。

图12 常见沙坝类型成因机制（据胡晨林等，2015；有修改）Fig.12 Genetic mechanism of common types in bars（modified from Hu et al.，2015）

理论上沿岸线形成的初始沙坝前端指向与岸线垂直，前端较圆滑，将该砂体称为正向凸沙嘴（图12-e），是其余类型沙坝发育的基础。对于正向尖沙嘴（图12-f），当正向小波浪作用时，其产生的垂向冲浪回流会将沙嘴剥蚀变小；正向大波浪作用时，沙坝凹部受裂流作用被剥蚀，砂体向湖搬运，上冲流又将裂流带走的沙向岸搬运，当达到平衡状态时，砂体形态基本不变；斜向小波浪作用时，其产生的斜向上冲流使得沙嘴斜向延伸，当沙嘴延伸长度超过凹部的中垂线时，裂流就会将其剥蚀掉，所以砂体不会延伸很长；斜向大波浪作用时，裂流与上冲流改造后的砂体基本平行，促使砂体不断延伸。对于斜向短沙嘴（图12-g），正向小波浪作用时，受垂直岸线的上冲流的改造，砂体具有调整到与岸线垂直方向的趋势；正向大波浪作用时，沙嘴尖端具有调整到与岸线垂直方向的趋势，弧形的沿岸流使得岸线更加具有凹凸性；斜向小波浪作用时，向前推进的砂体受垂直岸线的裂流作用，不会延伸太长；当斜向大波浪作用时，砂体会向前推进，由于裂流与砂体基本平行，沙坝可延伸较长。斜向长沙嘴（图12-h）在受4种不同波浪作用时，与斜向短沙嘴类似，不同的是斜向长沙嘴在斜向小波浪的作用下会变成斜向短沙嘴，斜向大波浪是维持这种斜向长沙嘴的波浪类型。

4 坝的构型表征

4.1 沙坝构型单元划分

储层构型即储集层内部的层次结构性表征，注重沉积单元的级次及各沉积单元之间的层次界面（吴胜和等，2013）。对建立更加符合地质认识的湖泊滩坝砂体构型模式的研究还处于摸索阶段，目前主要参考Miall（1985）级次划分体系、吴胜和等（2013）碎屑沉积构型划分及Hall等（2019）高分辨率层序地层学原理，在沉积岩性体构型与层序地层构型相衔接的基础上，将构型要素总结为复合坝、单一坝和坝内增生体（商晓飞等，2014；夏晓敏等，2019）。现今对于滩坝构型的研究多是基于野外露头观察（Shang et al.，2019；袁坤等，2020）及钻井取心的岩心观察（商晓飞等，2014；吴小斌等，2014；夏晓敏等，2019），因此采用正序的分级体系（吴胜和等，2013）。在前人河流相构型理论的基础上，参考李维禄（2016）对浪控滨岸沉积体的构型划分，确定沙坝构型单元。其中7—12级类似于河流相构型中的层序构型，对应于经典层序地层学中的1—6级层序单元；6—3为异成因旋回内沉积环境形成的成因单元界面；2—1为层理组系的界面（图13）。其中，6级储层构型单元为复合滩坝砂体，其构型界面为复合滩坝砂体与围岩的界面；5级储层构型单元为复合滩砂体或复合坝砂体，对应的构型界面为复合滩砂体或复合坝砂体与围岩的界面；4级储层构型单元为单一坝或单一滩等单砂体，对应的构型界面为单一滩、单一坝等单砂体之间的界面；3级储层构型单元为增生体，对应的构型界面为增生体之间的界面；2级储层构型单元为纹层组，对应的构型界面为纹层组之间的界面；1级储层构型单元为纹层，对应的构型界面为纹层之间的界面。由于滩砂较薄，横向变化快，因此构型主要针对坝砂中5级、4级和3级储层构型单元，即复合坝砂体、单一坝及增生体。该尝试与吴胜和等（2013）碎屑沉积地质体构型界面分级的区别在于构型对象为碎屑沉积地质体之一的滩坝，目标更加具体；分级过程中充分考虑了碎屑滩坝的沉积特征，提高了滩坝构型的适用性。

图13 沙坝储层构型划分示意图（据李维禄，2016；有修改）Fig.13 Schematic diagram showing division of bar reservoir architecture（modified from Li，2016）

4.2 沙坝储层构型表征方法

自1985年提出储集层构型方法至今，除了研究目标从河流相开始逐渐兼顾其他沉积体系外，研究方法得到了很大的提升。其一是从简单的剖面露头踏勘丈量到以探地雷达为典型代表的新技术新手段的应用；其二是对探槽、岩心、测井、地震甚至动态生产资料的综合运用。最常用的表征方法有野外地质解剖、测井曲线与地震识别和探地雷达分析。

4.2.1 野外地质解剖

龙明等（2012）在参考国外滨岸相储层构型及相关研究成果的基础上，以新疆巴楚县小海子露头剖面为依据，将滨岸相砂体的构型单元划分为沉积体系、体系域、相组合、亚相组合、微相、岩相和层系7个级次。商晓飞等（2014，2018）对山东潍坊地区的峡山湖现代沉积滩坝野外露头进行了解剖，进行了单一坝的划分和识别，在此基础上进行了单一坝内部构型表征，建立了由多期单一坝叠置的沙坝内部构型模式。袁坤等（2020）将青海湖滩坝构型界面划分为六级，详细描述了复合滩坝、单一坝及滩坝增生体的构型特征，根据构型结果将单一坝叠置样式分为湖侵—侧叠型、湖退—侧叠型、垂向叠加型、间隔孤立型4类。

相对于河流相及三角洲相，目前对滩坝砂体野外露头构型理论的研究还不够成熟，加之滩坝砂体薄、横向变化快等特征，对滩坝砂体的构型表征存在很大困难，这也是制约滩坝砂勘探开发的主要原因之一。

4.2.2 测井曲线识别

沙坝构型的单井划分主要依据岩心及测井资料。其中六级储层构型界面易于识别，不同期次复合滩坝砂体之间均有厚层的泥岩，在测井曲线上表现为箱型、齿化箱型；多期复合滩砂体或坝砂体之间也有较厚层的泥岩隔层，测井曲线多为密集组合的较高幅度薄层指形，可据此识别五级储层构型界面；复合滩砂体或复合坝砂体内部的单一滩砂体或单一坝砂体表现为中幅尖刀状或齿化漏斗形，可识别四级储层构型界面；三级储层构型界面主要为单一滩砂体或单一坝砂体内部增生体之间的界面，根据夹层类型及厚度不同自然伽马曲线可表现出不同的回返程度。

4.2.3 探地雷达分析

探地雷达是一种利用高频脉冲电磁波来探测介质内部物性分布规律的地球物理方法，由于探地雷达辐射出来的电磁波频率高、波长短，所以探地雷达在探测不同的分层介质时能获得很高的垂直分辨率。目前，探地雷达已经作为一种新的勘探方法广泛运用于石油勘探开发中。Rucsandra等（2001）将探底雷达探测与岩心、露头相结合对辫状河储层构型单元进行了划分，在探地雷达剖面上可划分至纹层级别。Zurbuchen等（2020）通过探地雷达识别出了4种雷达相，监测了大坝拆除前后埃尔瓦河三角洲及前缘滩坝砂体的变化规律。Robin等（2020）应用探地雷达对法国西部吉伦德海岸风成沙丘近150年的演化历史进行了分析，结果与历史文献具有高度的一致性。

整体而言，通过探地雷达对河流、三角洲等砂体的构型研究比较成熟，对滩坝砂体构型单元的识别及构型界面的划分主要在风成沙丘部分，对其他单元的识别还有待研究。

4.3 沙坝构型精细表征

沙坝构型表征的思路是在小层级别刻画复合砂体的分布及规模，然后在滩坝复合砂体内部识别单一坝砂或滩砂，分析单一坝的形态及相互间的叠置关系和堆积样式；最后再解剖单一坝或单一滩内部的结构。

4.3.1 5级储层构型单元表征

5级构型单元为复合砂体，包括复合滩砂体及复合坝砂体，相当于传统沉积相研究中的沉积微相级别，是储层表征的基础。李维禄等（2016）总结了复合砂体的构型要素包括滩砂、坝砂及凹槽沉积，在小层范围内，根据测井曲线变化、岩心序列特征等，将滩坝复合砂体分为5种类型：单一坝砂沉积、单一滩砂沉积、复合坝砂沉积、复合滩砂沉积和复合滩坝沉积。袁坤等（2020）总结了复合砂体的现代沉积标志及剖面识别标志，为野外构型界面的划分提供了理论依据。笔者通过Google earth统计了国内外湖泊中碎屑岩坝的长度、宽度、厚度及面积（图14），其中长度与宽度、长度与面积、宽度与面积之间均有较好的一致性（图14-a），但三者与厚度之间相关性不明显，其原因是厚度数值较小，除了物源供给、水平面变化、水动力及风场等的影响外，对地形地貌影响异常敏感。因此，绘制面积—长度及面积—宽度散点图，拟合滩坝长、宽及面积之间的关系（图14-b），其中面积（S）与长度（L）之间：S=20.362L0.3922；面积（S）-宽度（W）之间：S=0.3954W0.4821。

图14 典型湖泊沙坝发育规模统计Fig.14 Statistical chart of bar development in typical lakes

4.3.2 4级储层构型单元表征

复合砂体一般是由多个单一砂体组合而成，即多个单一坝砂体的叠加，相当于微相内部单元。袁坤等（2020）等通过对环青海湖砂砾质滩坝的详细考查及对多个复合坝进行进一步的单一坝识别和解剖，将青海湖单一坝叠置样式分为湖侵—侧叠型、湖退—侧叠型、垂向叠加型、间隔孤立型4类。李维禄（2016）根据测井曲线表征将单一坝垂向沉积序列划分漏斗型、复合漏斗型、复合箱型、复合钟型4种类型。在单一坝精细划分的基础上，商晓飞等（2014）统计了板桥油田古近系沙河街组二段滨Ⅳ—滨Ⅱ油组由396个井点控制的228个单一坝砂体的形态参数，其平均长度836m，平均宽度409m，平均厚度6.7m，平均长／宽比为2，平均宽／厚比为60.5。据此建立了单一坝长度、宽度、厚度之间的定量关系。

4.3.3 3级储层构型单元表征

单一坝内部由多个增生体构成，增生体的沉积受控于湖平面的短暂变化，只要湖平面呈短暂上升态势，就可能沉积新一期韵律层砂体，因此对于储层内部构型解剖，实际上就是对多期增生体之间的界面，即渗流屏障或夹层进行分析。对于增生体的分析多借助于现代沉积来进行，商晓飞等（2018）通过对山东潍坊地区的峡山湖单一坝内部增生体的构型解剖总结了单一坝内渗流屏障的类型及夹层的成因，建立了增生体发育模式图，认为峡山湖增生体内夹层类型以泥质为主，整体发育薄砂与薄泥互层、厚泥与薄砂互层及薄泥与厚砂互层3种构型类型。增生体向岸厚度减薄，呈现向湖中心迁移的趋势。

5 结论与展望

根据沉积特征及水动力特征，将沙坝完整的演化历程总结为4个阶段，波浪作用阶段、动荡水流—冲洗回流阶段、风成阶段及沼泽化阶段。影响沙坝发育的控制因素多样，其中物源和风场是影响其发育的根本因素，两者分别影响了沙坝发育的物质来源与能量供给；其中风场所决定的水动力是影响沙坝储集体发育的最直接因素，构造运动和层序演化控制沙坝的分布位置及保存程度。各因素综合作用决定着沙坝的形态、发育规模及保存状况。依据前人构型理论，将坝构型按照正序方案依次划分为6级。基于野外露头、岩心、测井及探底雷达等可对构型界面进行表征。通过对构型界面的识别，构型参数相关关系的建立，可对各级构型单元进行定量表征。

对于湖泊碎屑岩滩坝而言，还有很多待挖掘的空间。其一，按照湖泊分类研究不同构造沉积背景下滩坝沉积特征、砂体展布及沉积构型的差异性。中国湖泊数量众多，湖盆成因、水文、湖泊—河流关系及其生态环境等存在诸多差异，比如青海湖、呼伦湖及鄱阳湖三者，结合3个湖泊中物源供应与水动力特征等影响因素，可以对碎屑岩滩坝的发育特征与展布规律进一步研究。其二，目前对滩坝砂体的研究存在古沉积与现代沉积严重脱节的现象，以东营凹陷及青海湖为例，两者均属于断陷湖盆，但规模、沉积与构造背景等存在较大差异，如何将两者之间的联系和规律性对应，并将其应用于含油气盆地滩坝的研究，提升滩坝储集层的解释与预测精度，更好地指导滩坝砂油气藏的勘探开发，是目前亟待解决的问题。三是古今滩坝沉积环境及其沉积特征的研究，对于古湖盆滩坝，可通过古地貌、古水深、古物源、古风力、古风向等的研究，恢复当时的沉积环境；对于现代沉积湖泊滩坝，可通过实地考察确定其沉积特征，并可通过观测站收集沉积环境参数，基于古今滩坝研究成果的沉积模拟，是解决该问题的抓手，并可借助观测两者之间的异同，尝试寻找“将今论古”的桥梁。

海洋和湖泊滩坝形成环境差异明显，但是滩坝在形态、发育特征、成因等方面，还是有较大可比性的，湖相滩坝研究中所形成的认识，很多都可以扩展到海相滩坝。

致谢 感谢审稿专家及编辑提出的宝贵意见和建议。