发布时间 : 星期四 文章三角洲与冲积扇更新完毕开始阅读82503467af1ffc4ffe47ac71
缓斜坡带的中上部。三角洲前缘带一般可以分为河口砂坝、水下分流河道、和前缘席状砂沉积等；三角洲前缘带是三角洲中砂质沉积最集中带、也是油气富集最有利的地带。
水下分流河道是陆上分流河道在水下的延伸，水下分流河道主要发育期是在洪泛期，由于供水量丰富、河道的侵蚀能力增强、大量的泥砂进入水下分流河道和滨浅湖地区，大量发育水下河道沉积及相关的冲越沉积。水下分流河道沉积在平面上位置不太固定，变动迁移性大，主要沉积物比陆上分流河道细、一般为中、细砂和粉砂，也有部分泥质物，沉积物在垂向上表现为向上变细的韵律变化（图10）；沉积构造以中小型槽状交错层理、平行层理
图10 三角洲平原分流河道沉积剖面图
为主，常见波状层理等，有时可见剥裂线理，在较小的湖盆中也可见泥质沉积层。古生物种属既有河流中的分子、也有湖泊中的分子，但都不典型，古生物分异度较低，当进入海洋时古生物的种属海陆相交混，一般为过渡型、分异度低。
河口坝沉积是三角洲前缘带中砂体最集中的地区，也是油气最富集的砂体之一，是整个三角洲中最有特色的砂体，河口坝可以说是三角洲的象征，它是受河湖共同作用的产物。河口坝位于分流河道的分叉处。平面上呈向上游稍凹向下游尖伸的新月型或向上游稍凹和椭圆型（长轴基体平行于水流方向）、剖面上呈底平上凸的半圆形或顶底凸的双凸透镜体，一般近河口处厚、向湖心方向变薄。河口坝砂体一般为细砂和粗粉砂、分选性好、结构和矿物成熟度高（比滨海风成砂丘砂低）、园度较高，石英含量一般为70-90%以上、含有丰富的重矿物；由于受河水和溱水的双重作用，沉积物的粒度概率曲线表现为双跳跃的三段式和四段式。河口坝中的沉积构造比较丰富，可见大量的各类交错层理、平行层理、波状层理。
整个河口坝沉积物在垂向上呈反韵律、每个沉积纹层也是反韵律。这两种反韵律是如何形成的呢？大家知道河流沉积物颗粒的大小和沉积构造的类型很大程度上取决于水动力条件，一般我们用弗劳德数（F）表示河流水动力的强弱。从河口坝沉积的整体而言，当河流携带的沉积物进入河口区，因受地形变缓、河面开阔、湖（海）水顶托和两种不同介质的流体混合发生絮凝作用等因素影响而发生沉淀和沉积，随沉积作用的不断发生相对水体变浅、流速增大，也就是说弗劳德数（F）要变大，这里F=（V/g），流速增大水流所能携带物质的粒级增大，只有更粗的物质被沉积下来，因此从河口坝的底部向顶部沉积物越来越粗而呈反韵律。对于每个纹层而言，它的反韵律的成因则与此不同，主要是由于沉积物在形成砂波前积过程中，当水动力的能量在切线方向上的力大于重力时，较粗的物质由于相互碰撞而产生浮力，而处于颗粒间相对较细的颗粒则由于没有受到碰撞缺少向上的浮力而发生沉降，其结果是使每个纹层内部产生反韵律的结构。
前缘席状砂是河口砂坝中的砂或水下分流河道中的砂受湖浪的簸选扬起继续向湖心方向搬运，最后沉
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积于滨湖分布面积极广、而沉积物较细如席状分布的砂体。席状砂沉积时水动力较弱，因此一般沉积物为细砂或粉砂，分选性和磨园度比较好、结构成熟度和成分成熟度比较高，石英含量达85%以上，甚至更高。沉积构造以小型为主，主要是平行层理、小型交错层理、波状层理和少量的水平层理和生物扰动构造。垂向上沉积物出现向上变粗的反韵律，但其清晰程度比河口坝差。它的前缘很难与前三角洲沉积区分出来。由于三角洲前缘沉积物分选好、结构和矿物成熟度高，且临近深湖区的生油岩，其前缘往往发育同生断层，因此可以充分地吮吸生油岩生成的油气，所以，陆相盆地中三角洲前缘是油气最富集的地区。 （3）前三角洲带
前三角洲带是三角洲中最细粒沉积区，主要是河流带来的最细物质在波浪和湖流的作用下进入浅湖乃至深湖区，在水动力很弱的条件下沉积下来。沉积物主要是泥质，有时夹少量前缘带来的粉砂和沿线质粉砂。沉积构造简单，主要是平行层理、小波状层理，具较多的生物扰动构造或有前缘滑塌进入该区的揉皱构造。前三角洲沉积除可见前缘进入该区条带状粉砂岩外很难与湖相泥岩区别。 3、湖相三角洲的沉积模式
根据大量钻探资料反映中国陆相沉积盆地中的三角洲沉积都是有多个三角洲的叶状体叠加而成为一个复合的三角洲体，可以说没有一个三角洲是单一的一个三角洲组成的。在垂向上有三角洲前缘的水下分流河道 、河口坝、席状砂体和前三角洲多次叠加，而三角洲平原的叠 加次数明显少于其它部分，充分反映在地质历史时期湖相三角洲沉积主要以进积型的小幅度的水进和水退为主，而全盆地性的湖进相对次数较少。特别是在我国东部的第三系沉积中的三角洲，大量的三角洲是向湖推进或在湖岸线附近摆动，其原因可能是气候相对干旱、陆源物质供应充足或构造的沉降和沉积速率相当或略小，在垂向剖面上出现两种层序的剖面（图10）。
图10 渤海湾盆地三角洲三带结构示意图
两种沉积层序反映两种不同的沉积背景和物源供应情况，当三角洲形成时滨湖地区坡度平缓、沉积物供应量充足并能长期连续供应、虽有出现多与少节奏性的变化、湖平面也出现某些波动，但总体上出现沉积物的供给量大于当时所提供的可容空间量，其三角洲的层序为I型；相反当滨岸的坡度较大时、沉积物的供应又是同期性的，即洪泛期间河流带来大量的沉积物，而在正常时期河流带来的沉积物相对比较少，在物质供应相对较少时期湖相沉积物则可能覆盖于原三角洲沉积之上，则形成II型层序。从目前的研究发现I型垂向层序出现的几率高于II型出现的几率。 （二）湖盆三角洲的储层特征
三角洲体的储层主要由分流河道、河口坝、前缘席状砂和分流间沉积等四种砂体，各类砂体沉积环境
差别甚大、造成储集特征差别悬殊。裘怿楠教授（1997）对松辽盆地三角洲中各类砂体的储集特征作了全面详细的论述。下列内容主要引自他的著作。 1、分流河道砂体储集特征
分流河道砂体主要包括陆上平原分流河道和水下分流河道砂体。河道底部滞留物少见、底部冲刷南不明显、主要表现为岩性的突变。主体砂岩粒度2ф-4ф，砂体厚度1.5-5.0m，慢速废弃时，顶层亚相薄，砂体总体呈比较均匀的块状；快速废弃时，顶部亚相的厚度可达与砂体相似的厚度。砂质的含量向上减少、夹层向上增多。砂岩孔隙度10-20%不等，渗透率300-1000x10um,层内级差2-5倍、变异系数0.563-0.6，不存在明显的高渗透段。层内夹层除出现泥质粉砂岩外，还出现粉砂质泥岩，厚2-10cm ，分布密度1条/10m、水平成层，局部遭河流冲刷侵蚀（图11 ）。
图11 松辽盆地三角洲分流河道砂体沉积层序（据裘怿楠 1997）
分流河道砂体在平面上呈窄小条带状或断续的豆夹状，砂体宽度小于300-500m，最窄公数十米，宽厚比小于60-100；延伸长度不大，一般小于1200-1800m。平面渗透率级差20-50，具渗透率方向性（图12）。
图12 松辽盆地三角洲分流河道砂体图 （据裘怿楠 1997） 2、河口坝砂体储层特征
河口坝在海洋三角洲中是最主要的储集砂体，但在湖盆三角洲中其重要性不及海洋。这些反韵律的砂
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体主要特征是砂体厚度比较大，厚达5.0m，呈宽条带状垂直岸线分布，在一些砂体中也见层内粒序呈下细中粗向上以变细的复合韵律，粒度和渗透率都高于席状砂，而与水下分流河道相似，平均孔隙度12-20%，平均渗透率300-1000x10um。河口坝砂体是前缘带砂体中的相对高产层。平面渗透率也具方向性，但层内注水波及厚度好于水下分流河道砂。 3、前缘席状砂体储层特征
所谓席状砂是指分布广、厚度较薄的砂体，一般厚度小于2.0m袜度中值4ф-5ф，向远端变细，当岩性细至有效层下限附近时，则大面积的席状砂将成为另星分布的油砂体。席状砂以反韵律出现，因沉积时相对水动力较弱、细度细、泥质含量较高，渗透率较低，平均100-800x10um,层内级差小于3，变异系数0.5左右，内部薄夹层常见、10-40cm 不等 ，主要为暗色泥岩和粉砂质泥岩，分布密度可达1.5条/m，对于这类薄油层，层内非均质性可以忽略，实际开发也反映水淹较均匀。 4、分流河道间砂体储层特征
公流河道间砂体主要由分液压河道决口、泛滥而形成的沉积体中的砂质部分，即决口扇和决口水道砂体。它们都是不规则条带状、叶状和朵状小型砂体，厚度较薄，一般为薄层或薄互层，厚度不超过1-3m，平面和剖面上它与分流河道沉积相互伴生或呈薄层夹于分流河道沉积之间。岩性以粉砂和细砂为主，粒度值为4Φ-6Φ，一般泥质含量较高，在决口扇中有时可达中粗砂；分选性普遍较差，相当一部分为非有效储层。在测井曲线上旋回性反映不太清楚，可见模糊的正旋回，曲线霰态为齿状和高幅度的尖锋状，少量为三角形状；沉积构造以小型波状层理为主部分见交错层理和具底部的冲刷面，具多量的生物扰动和破坏痕迹，常见植物的根系或根系腐烂后残留所形成的褐铁矿。砂层的孔隙度一般北较低，平均为6-12%，渗透率一般较低，50X10-300X10um。分流河道间沉积类型多样，它还可能是天然堤、决口扇、泛滥平原（沼泽）、漫滩等总体沉积规模小、粒级细、储层物性北较差，因此在钻井勘探中可以在垂向上加以区别，但平面上难以确定其范围。
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浊积扇（湖底扇）
1、浊积扇的沉积特征 浊积扇是一种远岸的深水浊流沉积体,可以发育于盆地陡坡的水下扇或扇三角洲的前方低洼处,也可发育于缓坡及长轴三角洲的前方低洼处,一般位于湖盆的底部。在断陷湖盆中,由于冲积扇、扇三角洲、三角洲等提供充足的物源,在坡度较陡、水体较深的部位,沉积物发生滑塌作用,常形成深水浊积扇。浊积岩的明显特征是具有递变层理,其垂向组合是鲍马序列。 陡坡深水浊积扇是岸上洪流携带大量泥、砂、砾石顺断崖直泄而下,直抵深水区,并冲蚀湖底形成水道,继续向前推进一定距离,而形成的扇形体。平面上,陡坡深水浊积砂体周围被半深湖、深湖相泥岩、油页岩所包围。纵向上沉积厚,旋回性明显,向上呈变细的韵律沉积,见有各种变形层理、平行层理、冲刷构造等。在粒度概率曲线上,表现为悬浮组分含量高、各组分线段斜率小的特点,表明为泥、砂、砾混杂的高密度浊流产物。浊积扇规模一般较小,对规模较大的扇体可识别出扇根、扇中、扇端三种亚相类型。
（一） 扇根 扇根以发育主补给水道或海底狭谷为特征,其主要作用是将砂砾输送到深水中去,水道充填由多层叠置块状砂砾岩组成,也可能被后来沉积的粗粒物质或很细的泥、泥岩充填。在扇根的前端斜坡上,发育粉砂质泥岩、斜坡水道砂、砂砾以及滑塌、揉皱沉积物;在坡脚地带发育滑塌层和紊乱层泥石流、碎屑流沉积物。沿水流向下,依次出现泥石流、碎屑流沉积。在水道堤或阶地外缘,由于漫溢作用可发育C—E序列浊积岩。沉积物分布严格受地形控制,特别是砾岩更严格地受水道的限制,由于水道的迁移和加积作用,可使砂砾岩分布的宽度更大。
（二） 扇中 扇中是浊积扇的主体,发育辫状分流水道,岩性为块状或具鲍玛序列砂岩与泥岩互层。在辫状水道或河谷里,以卵石质砂岩或含砾砂岩和块状砂岩为主,不含或很少含有泥岩夹层。在大、小水道中,最常见的沉积是近源A—E序列和B—E序列的浊积岩。由于辫状水道的迁移和加积作用,使沉积的卵石质砂岩和块状砂岩连续出现,形成孔隙度和渗透率都非常好的厚层油气储集层。
（三） 扇端 扇端与扇中无水道部分相接,地形平坦,沉积物分布宽而层薄。由较薄粉、细砂岩与深水泥岩组成。沉积是C—E和D—E序列的典型浊积岩和深水粘土岩。
简单对比——冲积扇、扇三角洲、湖底扇
相类型 冲积扇 在干热气候条件下，地壳升降运动强烈地区，风化剥蚀作用强烈，其定 义 形成产物被山区暂时性洪水水流带走。当水流流出山口时，地形坡度急剧变缓，水流向四方散开，流速骤减，碎屑物质大量沉积，形成扇状堆集体，称为冲积扇。 区域性挤压或拉张都可形成一古形成条件 古水流 靠近山区坡降大，水流阵发性洪水，陆上牵引流与重力流双重水流机制。 急，能量大，陆上和水下牵引流和重力流双重水流机制。 岩性差别大，大部分以砾岩为主，岩石类型 砾石间充填有砂、粉砂和粘土级物扇顶部分以砾、砂岩为主，扇缘粉砂、泥质增多，扇体与平原过渡带以粘土沉积为主。 粒度粗，成熟度低，圆度不好，分岩性特征 结 构 选差。从山顶至扇缘粒度逐渐变细，分选、磨圆逐渐变好。由于河流切割充填也可能使粗粒沉积物位于扇体的中下部位。 粒度粗，砂、砾为主，扇三角洲平原类似辫邻冲积扇，整个扇三角洲常呈短而粗的厚的碎屑楔状体。 粒度粗，分选差，成熟度低，磨圆不好，其结构与冲积扇相似，具有杂基支撑结构和碎屑支撑结构。 发育交错层理、递变层层理发育较差或中等，在山顶常见构 造 冲刷充填构造，细粒泥质沉积物可见水平层理，砂质沉积物局部可见水流波痕，砾石向源的定向排列等。 理，还有正常的海洋或湖泊砂泥岩互层，可见有叠覆冲刷递变构造，也可见生物扰动构造、斜波状层理和水平层理。 扇根；扇中；扇缘。 亚相划分 按沉积位置和沉积物特征也可划为：河道沉积；漫流沉积；筛状沉积；泥石流沉积。 扇三角洲平原（泥炭层不发育）；扇三角洲前缘；前扇三角洲。 不等粒结构，一般无粒度递变，少见反递变，磨圆度低，分选差，成熟度低。总的特征是中——粗碎屑岩为主，具快速堆集的重力流沉积特征。 以具有叠覆递变冲刷构造的砂砾岩为主要相标志。多期重力流事件在沟道中重叠形成“AAA”，“ABAB”，“BBB”岩相。在扇根主沟道中可见正、反递变层理、交错层理及叠瓦状构造的砂砾岩、砾岩。 颗粒支撑砾岩，杂基支撑砾岩；砂砾岩、卵石质砂岩或块状砂岩，典型的浊积岩。 洪水型、滑塌型或火山喷发型重力流水流机制。 构造 造山运动强烈地区，大型冲积扇受山前大断裂控制，有多个山口地带可形成冲积扇群。 定规模的断陷盆地，而且边界大山前大断裂带对其形成有控制作用。 断层对湖盆发展演化有很强烈的控制作用，另外，地震、火山作用对湖底扇的形成也有很强烈的控制作用。 冲积扇或辫状河直接入湖（海），形成由水上到水下的中——粗碎屑岩沉积体系。 由于洪水或滑塌事件产生的砂、泥、砾混杂的重力流水流体系，直插湖底沉积而成的一种粗碎屑岩沉积体系。 扇三角洲 湖底扇 质，有些可由含砾的砂、粉砂组成。状河沉积，向陆方向紧内扇（或上部扇）；中扇（或中部扇）；外扇（或外部扇）。 参考资料：《中国沉积学》、《沉积构造与环境解释》、《沉积环境和沉积相》等