尹太舉，李宣玥，張昌民，朱永進，龔福華 （長江大學地球科學學院，湖北荊州434023）

現(xiàn)代淺水湖盆三角洲沉積砂體形態(tài)特征
——以洞庭湖和鄱陽湖為例

尹太舉，李宣玥，張昌民，朱永進，龔福華 （長江大學地球科學學院，湖北荊州434023）

以Google Earth提供的衛(wèi)星照片平臺為基礎，對現(xiàn)代洞庭湖和鄱陽湖河口沉積進行了描述，分析了砂體發(fā)育特征。洞庭湖東、西湖區(qū)環(huán)境差異明顯，發(fā)育5處規(guī)模較大三角洲，三角洲特征各異，其中西洞庭三角洲沉積砂體最為發(fā)育。潘陽湖基本東西分隔，以西部湖區(qū)沉積為主，特別是贛江三角洲砂體面積占整個湖區(qū)面積的7成以上。兩湖中現(xiàn)代淺水三角洲砂體有兩種展布形式，一種是連片展布砂體，主要發(fā)育于西洞庭和西潘陽湖中，尤以贛江三角洲最為典型，而另一種以枝狀孤立砂體為特征，以東洞庭草尾－蒿竹河三角洲和潘陽湖西河三角洲為代表。前者三角洲平原發(fā)育，砂體連片分布，主體成因為分流砂壩。后者枝狀、條帶狀分布，不具備廣闊的平原相帶，主體是天然堤沉積。通過對其成因分析認為其形成主要受控于河道推進過程中的沉積穩(wěn)定程度，而這可能與河流的沉積物構成及水量相關。

淺水三角洲；現(xiàn)代沉積；砂體形態(tài)；洞庭湖；鄱陽湖

現(xiàn)代沉積調查是認識沉積特征、建立沉積模式的最基本、最有效的方法，長期以來一直受到沉積學家的重視，在沉積學發(fā)展中起到了至關重要的作用。對密西西比等三角洲的觀察，奠定了三角洲沉積的基礎［1，2］。Gilbert［3］通過湖盆沉積調查提出了三角洲三層結構；而 Miall［4］通過對現(xiàn)代河流沉積的調查，形成了建模結構分析法，成為沉積學研究中的一個里程碑。隨著技術的發(fā)育和研究的需要，現(xiàn)代沉積調查又顯示了新的特點。一是調查的精度不斷增大，以期為建立儲層地質知識庫提供有效的參考，如張昌民［5］在長江荊江段，于興河等［6］在岱海，吳勝和等［7］在松花江的調查；二是新技術，包括計算機處理技術［8］、地表雷達［9］和三維虛擬技術［10］的應用，為進一步挖掘露頭信息提供了依據(jù)；三是隨著遙感技術和網(wǎng)絡技術的發(fā)展，越來越多的衛(wèi)星圖像資料在研究中得以應用并發(fā)揮了重要作用［11，12］。

淺水三角洲是一類發(fā)育于水體較淺和構造相對穩(wěn)定的臺地、陸表海或地形平緩、整體沉降緩慢的坳陷湖盆中的三角洲［13］?？碧綐I(yè)已證實此類沉積在我國中新生帶地層發(fā)育廣泛且油氣賦存量巨大。然而不同地區(qū)、不同時代的淺水湖盆三角洲特征多有差異，特別是砂體形態(tài)差別較大。如何把握砂體形態(tài)，適用不同的砂體展布模式預測儲層展布，嚴重制約了勘探開發(fā)。以Google Earth平臺提供的衛(wèi)星照片為基礎，通過現(xiàn)代沉積調查分析，形成砂體展布模式，則可為地下儲層預測提供很好的參考。

1 洞庭湖現(xiàn)代三角洲沉積

1.1 沉積概況

洞庭湖位于湖南省境內，湖水較淺。湖區(qū)北與江漢平原相接，東、南、西三面為環(huán)湖丘陵，呈碟形。水濫時河湖相連，水退時河叉密布。按地理位置可為東、南、西3個湖區(qū)，磊石山以北為東洞庭湖，東南面為南洞庭湖，赤山島西北面為西洞庭湖。全湖由四水尾閭、荊南四口分流洪道以及東、南、西洞庭湖構成。洞庭湖接納湘、資、沅、澧四水和荊南四口以及洈水、汩羅江、新墻河等周邊中、小河流來水來沙，經(jīng)調蓄后由東北城陵磯泄入長江 （圖1（a））。

圖1 洞庭湖現(xiàn)代河口沉積分布特征

洞庭湖區(qū)西部為NNE向斷裂控制的塊斷梯次隆起，中部塊斷向南掀斜，東部受NNE向斷裂控制的塊斷沉降，南部為一近NW向斷裂控制的差異沉降帶。西洞庭湖因地殼隆起萎縮解體正走向消亡。東洞庭湖和南洞庭湖因處2個負向構造復合部位，沉降較深［14］。

1.2 現(xiàn)代三角洲沉積分布及特征

洞庭湖發(fā)育湘江、資水、沅江、澧水等四水水系，松滋口、太平口、調弦口 （1958年堵閉）、藉池口等四口水系及汩羅江、新墻河等水系，在各水系的入湖處形成了大小、規(guī)模、形態(tài)各異的入湖三角洲，其中主要有5處三角洲發(fā)育規(guī)模較大。

1）草尾－蒿竹河三角洲 源于藕池東支分支來水、來砂在茅草街匯合后分為南北兩支，北支草尾河入東洞庭湖后河道沒有分叉，較為彎曲，形成了伸長狀的三角洲。南支蒿竹河，沿南洞庭湖北岸東流在磊石山一帶匯入湘江，向北入東洞庭湖。此處2個三角洲，發(fā)育于南、東洞庭湖兩個受水湖盆盆地之間，外形為半環(huán)形，以舌形向湖延伸，不同時期三角洲顯示了不同的形態(tài)特點。另外在兩支中間部位，發(fā)育的小型河道也形成了伸長狀的三角洲，但規(guī)模較小，河道較為順直。

2）藕池河東支三角洲 由于沱江下段淤塞，藕池東支自胡子口開始分汊并形成分流河道，發(fā)育的三角洲發(fā)育不僅受控于藕池東支入湖水流含沙量、輸沙量，還與湖水位頂托強度、風浪對湖泊底質再懸浮作用，以及湘江水流的抑制等影響因素密切相關。多因素共同作用導致三角洲平面呈弧形。目前藕池河東支三角洲前緣正逐漸向君山靠近，與草尾－蒿竹河三角洲前緣連成一體。

3）沅江三角洲 沅江自西向東入西洞庭湖，在距入湖口12.5km處河道變寬，發(fā)育了大量心灘。在坡頭附近小型分流汊道沿西洞庭湖左右兩岸延伸，發(fā)育伸長形縱向砂壩，使其主流向陸方向凹進，呈現(xiàn)溺谷特征。距澧水洪道三角洲的前緣僅約12.5km，造成沅江入湖水流受澧水洪道來水和西洞庭湖水體的頂托，其三角洲發(fā)育只能沿湖岸延伸，形成三角洲兩側的長條形砂壩。

4）澧水洪道三角洲 澧水入湖前與四口水系西部的水系相匯后一部分注入西洞庭湖，一部分沿湖東行，匯積了四口水系中部的水量后在南洞庭入湖。洪道含沙量高，輸沙量大，三角洲擴展迅速。沉積特點是先在湖泊的濱岸帶形成邊灘，以及入湖口形成心灘，然后逐漸擴大，直至充滿湖泊的左右兩側，并不斷向南推進。

5）資水三角洲 資水三角洲由資水西支北流進入南洞庭湖而成。由于資水含沙量及輸沙量較小、南洞庭湖湖盆萎縮、水位日益升高、湖區(qū)盛行的偏北風、風浪對底質的再懸浮及淘洗作用等因素，此三角洲總體上呈侵蝕－溺谷型。

1.3 典型三角洲沉積特征

1）草尾－蒿竹河三角洲伸長狀河道型三角洲 草尾－蒿竹河三角洲及其他入東洞庭湖的三角洲特征與其他部位三角洲明顯不同，三角洲沿單河道發(fā)育，在平原部位很少分叉，而在前緣部位則有多個水下砂壩分隔，形成了以分支河道為主的三角洲形態(tài) （圖1（b））。前緣河道枝狀伸展，延伸較遠。沉積砂體主要由各期砂壩進一步發(fā)育后拼連接的水下天然堤和水下天然堤沼澤化出露水面的天然堤構成。天然堤與河道寬度比可達4～5，表明河道內沉積不占主導地位。該區(qū)以河流能量為主，主要沉積由河流控制，波浪對河流沉積改造很弱，泥砂呈現(xiàn)出長條形態(tài)沿河道向湖延伸。較低的砂泥比造就天然堤穩(wěn)定發(fā)育于河道側緣，限制了水流進一步擴散，使得河道得以保持較強的水動力而推進較遠距離。較淺的湖水使得天然堤能夠快速沼澤化出露水面，增大了其對河道的制約作用。而洪水期的決口中，則造就了新的叉流河道，分流砂壩在河口局部發(fā)育。

2）廢棄湘江三角洲 湘江在南洞庭湖呈現(xiàn)出明顯的吞吐流特征，河水入湖后與北部來水匯合后向東進入東洞庭湖后，發(fā)育的三角洲呈分支砂壩型 （圖1（c）），其特點是前緣砂體連片分布，各期砂體朵狀疊置，表明河流與湖泊共同控制了砂體的形成。在前緣相帶占整個三角洲的比例相對較小，遠小于分支河道型。砂體骨架為分流砂壩，進一步分流形成分流壩復合體，而枯水期出露沼澤化為砂洲、沼澤。三角洲平原原始沉積與地貌上的同期前緣非同期沉積，而是前期前緣沼澤化的結果，這與通常理解的三角洲平原為同期河道沉積結果不同。

由于湖水能量較強，對沉積物的改造增強，常形成扇形三角洲。河流泥砂在河口快速沉積發(fā)育分流砂壩，砂壩出露水面后互相連接拼合成成較大的砂洲，與河道一同造就了三角洲前緣地貌。河道頻繁變遷沖刷原有砂體并形成新的砂壩，從而使砂壩形態(tài)進一步復雜化。

2 鄱陽湖現(xiàn)代三角洲沉積

2.1 沉積概況

鄱陽湖位于長江中下游江西省境內，總面積約3210km2，是一個典型的吞吐型連河湖。湖泊是在新構造運動下贛江古河道不斷擴張、長江洪水位上升時形成的。水體較淺，平均8.4m；湖水面積變化極大［15］，高水位可達4647km2，而低水位時僅146km2。贛江三角洲面積1544km2，占整個湖中沉積面積的7成以上。

鄱陽湖周緣可以分為東西2個沉積區(qū)。湖底自東向西，由南向北傾斜，高程由12m降至湖口處的約1.0m。湖底平坦，平均水深8.4m，最深處25m。灘地高程都在12～18m之間，面積約938km2，有沙灘、泥灘、草洲3種類型。沙灘高程較低，草洲最高，主要分布在東、南、西部各河入湖三角洲擴散區(qū)。湖中島嶼25處共41個，多數(shù)在中低水位時表現(xiàn)為灘丘，分為石島、土島、土石島、沙島4種類型［16］。面積共103km2，最大的41.6km2，最小的不足0.01km2。

2.2 鄱陽湖三角洲沉積分布特征

潘陽湖周邊主要發(fā)育有贛、修、撫、信、饒5條主要河道，部分小型山區(qū)河流如西河在東部、南部注入。從平面分面看，西部各河口區(qū)的三角洲相對較為連續(xù)；而在東部，特別是山區(qū)河流的三角洲相對窄小 （圖2 （a））。

贛江水系相當發(fā)育，在整個湖區(qū)分為3個大的分支，其中南部和中部分支是主體，形成了面積廣闊的三角洲，尤其是三角洲平面延展較廣。上三角洲平原始終處于枯水線之上，沿河延伸達40km，而下三角洲平原處于枯水線與洪水線之間，延伸10～20km，平均15km左右。南部分支又分為2支，入湖后2個分支從南、北2個方向向分支間的湖泊區(qū)及東部進積，形成的三角洲整體上較為狹窄，形成的三角洲各河道間為淺灘和淺湖所隔開。中部分支與南部分支沉積不同，其沉積朵體整體相對較為連續(xù)，連片性好，而在其南部的分支特征與贛江南部分支特征類似，呈狹長狀。贛江北部分支與修水合并后入湖，形成了大量的砂壩，其后與湖泊出水匯合形成入江水道。水道整體上呈現(xiàn)出曲流河道特征，發(fā)育大量的砂壩。

撫河在入湖前分為南北兩個分支，其中南部分支注入洞庭湖南部的小湖泊中，發(fā)育了一個獨立的三角洲，基本上連片分布，將南部的湖泊切為2個。而撫河北分支則在洞庭湖南端注入湖泊，形成了較小的三角洲，其末端出水與信江來水、贛江南支匯合，其后匯合的水體沿湖泊西部水體向北流形成一系列的砂壩。

饒河在潘陽湖東南部入湖，進入淵陽湖東部水體，發(fā)育了小規(guī)模的三角洲。三角洲整體上較為狹窄，呈伸長狀。其西部分支與信江、贛江南支和撫水匯合后的水體相匯，受西部水體的影響，形成了較寬廣的前緣。而東部分支河道相對明顯，發(fā)育多條狹長的分流河道。

西河注入潘陽湖東部水體的北端，形成了狹長狀展布的三角洲，三角洲主體上是狹長的分流河道及其天然堤，不管是平原和前緣相，其寬度都非常有限。

圖2 潘陽湖現(xiàn)代河口沉積分布特征

2.3 典型三角洲沉積特征

1）贛江中部分支三角洲 鄱陽湖中贛江中部分支三角洲發(fā)育完善，獨立性較強，成為一個形態(tài)和相帶均完整的三角洲朵體，三角洲的前緣呈朵狀展布 （圖2（b））。河道入湖后，主要發(fā)育了三個次級分支，南部分支和北部分支較為發(fā)育，而中部分支發(fā)育相對較差。南部分支主河道較為順直，在平原部分未見分叉，而在前緣部位分叉明顯，在三角洲前緣河道進一步大量分叉，形成一系列的次級小河道進入湖區(qū)，分支河道間則為縱向展布的分流砂壩，與洞庭湖不同，此處前緣相帶寬廣，較分支河道型延伸廣。作為沉積骨架，砂壩后期深化復雜，可能接受后期沉積而出露，進一步沼澤化而成沙洲。與分支河道天然堤類似，平原骨架并亦非少前緣同期沉積，而是前期前緣沼澤化后的百同期產(chǎn)物。

從外部形態(tài)上看，此處的分流砂壩型淺水三角洲不同于洞庭湖。此處地勢平緩，湖水更淺，河流能量在河口衰減更快，泥砂更易于在河口直接堆積而成分流砂壩。而河流的頻繁改道，使得分支河道不斷改道或遷移，沖刷前期的分流砂壩，并使砂壩上的泥砂進一步向湖方向遷移，入湖處發(fā)育新的分流砂壩，使得三角洲整體不斷向湖推進。而在靠岸方向由于湖水變淺或沼澤化，砂壩出露并橫向連片形成沙洲。

2）西河三角洲 西河三角洲位于西河入湖口，實質上已不是傳統(tǒng)的潘陽湖區(qū)，而是位于潘陽湖中部水道以東的、由一系列小島嶼與潘陽湖主體相隔開的東部相對較為獨立的湖區(qū)。此處三角洲顯示出明顯的分支河道型淺水三角洲 （圖2（c））特點。河道入湖后保持狹長的水道形態(tài)，一直向前延伸，分叉后分流河道間相互分隔明顯。分流河道形態(tài)完整，河道間沒有明顯的與河道相關聯(lián)的沉積物將河道相連接。據(jù)出露情況可將其分流河道發(fā)育段劃分為水上和水下兩段，基本上與三角洲平原和三角洲前緣相對應，但不同的是三角洲平原部分不是連續(xù)的大面積展布的朵體，而是也呈現(xiàn)出由狹窄河道及其相關的沉積構成的狹窄的條帶狀的特征。從兩段的沉積分布看，分流河道水下段相對于水上段長度相對較短，最長的一段長度達3780m，而相應的水上段長度可達8600m。而從三角洲的沉積單元的側向構成看，基本上可分為河道 （分流河道）和河道側緣 （天然堤）兩部分，河道路窄而細，天然堤則相對較寬。從側向相帶的寬度變化看，都較為穩(wěn)定，河道寬度從入湖分叉前的約240m，經(jīng)過約7000m轉換為寬度約25～35m寬的小型河道。而堤岸沉積則從最寬的約600m，到前緣約300m左右。

水下段分流河道水道較窄，一般在25～35m之間，寬度變化較小，圍繞水道兩側的天然堤相對較寬，沿河道向湖中心方向明顯變窄。從河道前緣外側出現(xiàn)到河道邊部天然堤出露為水上天然堤，其寬度可達300～600m。水下天然堤的發(fā)育一般不對稱，幾條主要的分支河道中顯示其南側靠近開闊湖盆部分的寬度要較其封閉湖灣部分的寬度大。

水上分流河道段的沉積與水下相似，所不同的，一是其河道相對較寬，一般在50m以上；二是分流河道外緣的沉積與水下相比相對較寬，而且可明顯分為3個帶。其中最靠近河道的是水上天然堤，寬度一般100～250m，最窄處不足50m，也呈現(xiàn)出不對稱的分布特征，在靠近開闊湖一側較封閉的湖灣一側寬度大。最外層分布于遠離河道的靠湖部位，寬度在70～250m之間，最寬處達450m，最窄處則不足50m。而在內側天然堤和外緣的沉積中間，還有一層寬度在50～100m的區(qū)帶。目前從衛(wèi)星圖片上尚不能對外帶和中間帶的差異進行較詳細的探討，推測外緣沉積的形成可能與湖水的活動有關，研究中暫將其定為沿岸砂壩。

3 淺水三角洲砂體形態(tài)成因探討

從現(xiàn)代洞庭湖和潘陽湖河口三角洲沉積看，兩種類型三角洲、兩類砂體形態(tài)差異明顯［17］。一類是以分流河河道主體的三角洲砂體，一類是以分流砂壩為主體的三角洲砂體，兩類三角洲在形成機理、外部形態(tài)、內部結構上都明顯不同，成了三角洲的兩種端元的代表。從其外部形態(tài)看，分流河道型三角洲砂體呈現(xiàn)出枝狀、窄條帶狀展布，砂體局限而孤立；而分流砂壩型則主要體現(xiàn)為朵狀、片狀展布，相對連續(xù)，分布廣泛。當然兩者也有相同的地方，而其中最主要，而且與通常的三角洲的認識不太一致的就是沉積過程中河道是沉積物的搬運通道，但在兩類三角洲中都不是沉積的主要場所。從其形成的沉積構成看，分流河道三角洲主要是天然堤相關的砂體，而分流砂壩型三角洲則主要是分流砂壩。

3.1 連片狀淺水三角洲砂體特征

連片狀淺水砂體發(fā)育于分流砂壩型三角洲。砂體外形呈朵狀或葉片狀，朵體發(fā)育集中，基本上呈現(xiàn)片狀分布，整體沉積相對較為連續(xù)，河道呈現(xiàn)出辮狀特點，各朵體之間部位會發(fā)育分流間灣沉積。朵體中發(fā)育的主體是分流砂壩，其分布面積相對較大，厚度也相對較大，而河道則主要是供砂通道。河道一般分叉較多，形成多級分叉連片狀態(tài)，因而水流顯得非常分散，沒有集中的狹長狀的水道或者單個分流水道延伸不是很遠。從相帶上看，三角洲平原和前緣的特征較為清楚，而且前緣相帶相對平原相帶寬度較小，三角洲平原沉積發(fā)育，基本上占據(jù)了三角洲的3／4以上面積，而前緣相帶不甚發(fā)育。單朵體前緣相帶主要的沉積組成有分流砂壩和分流河道，分流砂壩由沉積的正底形上的砂體形成，而分流河道為負底形沉積地貌單元。三角洲平原的構成與前緣類似，不同的是平原部位的沉積已出露水面，可能有植被發(fā)育，此外平原部位的河道也相對較為固定、連續(xù)，特別是更近湖岸區(qū)。三角洲平原主體沉積主要發(fā)育兩個部位。在分流河道內部，分流砂壩的邊緣堆積導致部分河道淤塞連片從而形成真正的河口砂壩，砂壩可沼澤化出露而成砂洲，河口區(qū)可能發(fā)育一個或多個砂洲。分流河道外緣部位，前期處于邊緣的分流砂壩不斷接受沉積，淤塞側緣河水外泄通道連片而成水下天然堤。隨河流向湖推進，堤岸逐漸加高，露出水面沼澤化而成天然堤。

3.2 枝狀淺水三角洲砂體特征

枝狀砂體主要發(fā)育于分流河道型淺水三角洲。主體砂體為天然堤，砂體呈現(xiàn)出明顯的樹枝狀、分叉狀，朵體窄而細，朵間不連通或通過決口水道連通。主要地貌單元是天然堤，分流河道相對天然堤較為狹窄。根據(jù)天然堤因出露情況而分為水下和水上，水上天然堤植被繁茂，具明顯的沼澤化特征，水下天然堤處于水下，無植被發(fā)育。水下天然堤延伸較短，在天然堤的盡頭發(fā)育有小型砂壩，有時連續(xù)，但多不太連續(xù)。天然堤寬度變化不大，單側堤岸寬／河寬比3～5，最大可達10以上，水上水下寬度差異不明顯。

3.3 砂體成因分析

對于三角洲砂體的形態(tài)，前人有較多的討論，特別基于河流、波浪和潮汐對沉積控制所決定的砂體形態(tài)分布，一直是識別不同類型三角洲的標志性的特征，也是對其砂體進行預測的基礎［18］。然而對于淺水三角洲來講，其本身處于較淺的湖盆中，波浪影響較小，不受潮汐影響，因而其形成更多地受控于河流和入湖環(huán)境的影響，而不是外部水體的影響。

一般認為，粗粒沉積物由于其內部較弱的黏結性而具有較弱的抗沖刷性，因而此類砂體在沉積過程中往往易于連片，形成大面積砂體，象辮狀河及辮狀三角洲都是此類特征；而在實驗室模擬中，往往造成砂體較為連片分布特征，也是由于在實驗室內一般采用的是較粗的沉積顆粒組成或難于形成細粒層。而細粒沉積物則由于其形成的泥質沉積抗沖蝕性強而較易于保存，從而形成較為穩(wěn)定的河床進而造成砂體的局限分布，相對于辮狀河，曲流河的砂體分布正是這一因素的結果。

而對于洞庭湖和潘陽湖現(xiàn)代沉積的分析還表明，連片砂體的三角洲一般具有較大的流域面積和較大的供砂量，而相對應地枝狀三角洲則多是小型道或季節(jié)性供水更為明顯的河道。如洞庭湖的連片三角洲出現(xiàn)于主要供水的沅江等西部三角洲，而潘陽湖則是出現(xiàn)于贛江河口。而作為枝狀三角洲，則都發(fā)育于不具主體地位的小型河道河口。

從成因角度看，洞庭湖和鄱陽湖湖的分流砂壩型連片淺水三角洲砂體沉積與已有淺水三角洲砂體成因認識有所不同。一般地認為三角洲的前緣和平原部位分流河道的作用較強，是主要的沉積區(qū)域和沉積部位，形成較好的分流河道砂體，而鄱陽湖和洞庭湖現(xiàn)代淺水三角洲調查表明分流砂壩是主要的沉積場所和沉積砂體，分流河道，不管是前緣還是平原都是過砂的通道，沉積量，尤其是砂質的沉積量可能非常有限，厚度可能會遠較分流砂壩小，在廢棄時可能會充填湖相泥。而且分流河道的形態(tài)并非如所描述的狹長河道，而多是呈現(xiàn)出片狀的特征，特別是前緣部位分流河道完全是片流的狀態(tài)。此外，在平原部位，其沉積物，特別砂體沉積物，可能主要是繼承和保留了前期處于前緣部位時的沉積物，這些沉積物經(jīng)河道的改造而成，而非在平原階段新沉積的沉積物。如平原上的砂質沉積，主要是前緣的分流砂壩保留下來而成，形態(tài)可能受后期河道的改造，但基本的物質是前期前緣期形成的，后期出露水面而成，而其間部位上后期的河流所攜砂泥填充，進而形成分布面積更大的沉積體。

分支河道型三角洲形成過程主要與河道的推進方式和過程有關。對于此類三角洲中最有特色的是河道口向湖推進過程中河道的穩(wěn)定性，河道一直能夠得以保持并不斷地向前推進，這就需要其河道側緣的沉積能夠得到較好的保存，并且能夠將河道局限在其中。而從洞庭湖此類三角洲前緣部分的增長方式看，盡管其發(fā)育的模式是分流河道的樣式，但其前緣的最初形態(tài)與分流砂壩型的類似，都是先發(fā)育一系列的小型分流砂壩，而不同的是在后期發(fā)育過程中，處于河道前緣的分流砂壩被沖蝕不能保存，而處于河道側的分流砂壩則得以保留并不斷增大，分流砂壩間也被后期的細粒沉積進一步填上，形成連續(xù)的水下天然堤沉積。當天然堤的高度達到一定程度后便出露水面，并有植物生長得以進一步的固化而形成天然堤，此時河道更為穩(wěn)定，很少有沉積物超過天然堤在堤外沉積，其后的沉積演化特征與河流沉積相類似。而要形成這種穩(wěn)定的河道、平穩(wěn)的進積，一般要求有相對比較平坦的湖底地形、相對較細的沉積物供給和較小的砂泥供給比。

4 結 論

1）現(xiàn)代洞庭湖、鄱陽湖中識別出分流砂壩型和分流河道型兩類砂體形態(tài)特征差異明顯的淺水湖盆三角洲砂體。

2）分流河道型淺水三角洲骨架砂體為分流河道及其天然堤，砂體窄小，連續(xù)性差，其形成主要與其形成過程中河道穩(wěn)定推進相關。

3）分流砂壩型淺水湖盆三角洲盡管三角洲平原廣布，但骨架砂體為分流砂壩，砂體相對寬大，連續(xù)性好，其形成與河道分流之后砂壩的大量形成及合并作用相關，砂體主要形成于前緣環(huán)境。

［1］Coleman J M，Gagliano S M.Cyclic sedimentation in the Mississippi River deltaic plain ［J］.Gulf Coast Association of Geological Societies，1964，14：49～60.

［2］Bhattacharya J P，Walker R G.Facies models：response to sea level change ［M］.California：Geological Association of Canada，1992.157～177.

［3］Gilbert G K.The topographic features of lake shores［A］.U S Geological Survey，5th annual report（1883～1884）［C］.Washing－ton：Unite States Government Printing Office，1885.69～123.

［4］Miall A D.Architectural-element analysis：a new method of facies analysis applied to fluvial deposits ［J］.Earth-Science Reviews，1985，22 （4）：261～308.

［5］張昌民.現(xiàn)代荊江江心洲沉積 ［J］.沉積學報，1992，10（4）：146～153.

［6］于興河，王德發(fā)，孫志華.湖泊辮狀河三角洲巖相、層序特征及儲層地質模型——內蒙古貸海湖現(xiàn)代三角洲沉積考察 ［J］.沉積學報，1995，13 （1）：48～58.

［7］吳勝和，金振奎，黃滄鈿.儲層建模 ［M］.北京：石油工業(yè)出版社，1999.

［8］Hongmei Li，Christopher D W.Geostatistical models for shales in distributary channel point bars （Ferron Sandstone，Utah）：From ground-penetrating radar data to three-dimensional flow modeling ［J］.AAPG Bulletin，2003，87 （12）：1851～1868.

［9］Adrian N，Mark G，Mcneill D F，et al.Full-resolution 3Dradar stratigraphy of complex oolitic sedimentary architecture：miami limestone，F(xiàn)lorida，USA ［J］.Journal of Sedimentary Research，2008，78 （9）：638～653.

［10］Klass V，Oscar M T，Jeroen A M，et al.Evolution of a high-relief carbonate platform slope using 3Ddigital outcrop models：lower Jurassic djebel bou，high Altas，Morocco ［J］.Journal of Sedimentary Research，2009，79 （6）：416～439.

［11］鄒才能，趙文智，張興陽，等.大型敞流坳陷湖盆淺水三角洲與湖盆中心砂體的形成與分布 ［J］.地質學報，2008，82（6）：417～428.

［12］Robert S R.Geomorphology：an approach to determining subsurface reservoir dimensions ［J］.AAPG Bulletin，2004，88 （8）：1123～1147.

［13］樓章華，盧慶梅，蔡希源，等.湖平面升降對淺水三角洲前緣砂體形態(tài)的影響 ［J］.沉積學報，1998，16（4）：27～31.

［14］王道經(jīng)，黃懷勇.洞庭湖現(xiàn)代構造與湖盆演變 ［J］.湖南地質，2000，19（1）：30～36.

［15］張春生，陳慶松.全新世鄱陽湖沉積環(huán)境及沉積特征 ［J］.江漢石油學院學報，1996，18（1）：24～29.

［16］張建新，胡勝華，崔濤.全新世以來區(qū)域構造及氣候因素對鄱陽湖盆地沉積特征的影響 ［J］.重慶科技學院學報 （自然科學版），2005，7 （4）：4～8.

［17］張昌民，尹太舉，朱永進.淺水三角洲沉積模式 ［J］.沉積學報，2010，28（5）：933～944.

［18］Galloway W E.Process framework for describing the morphologic and stratigraphic evolution of deltaic depositional systems［A］.Broussard M L.Deltas，Models for Exploration ［C］.Houston：Houston Geological Society，1975.

Sandbody Shape of Modern Shallow Lake Basin Delta Sediments——By Taking Dongting Lake and Poyang Lake for Example

YIN Tai-ju，LI Xuan-yue，ZHANG Chang-min，ZHU Yong－jin，GONG Fu-hua（First Author’s Address：College of Geosciences，Yangtze University，Jingzhou434023，Hubei，China）

The deposition of river mouths in modern Dongting Lake and Poyang Lake were described based on satellite images provided by Google Earth，and the characteristics of sandstone development were analyzed.There existed great differences in the deposit between West and East Dongting Lake and 5bigger deltas were developed，their characteristics were different，sandbodies were greatly grown in the west Dongting Dalta.Poyang Lake was separated from the east to west and the deposit was dominated in the west，and the Ganjiang Delta took the 70percent of the total sandstone deposit.There were two kinds of distributive types of modern shallow delta sand-bodies，one was the continuous sandstone，which was mainly grown in the West Dongting Lake and West Poyang Lake，Ganjiang Delta was a typical one；and the other was isolated lace belt sandstone，represented by the Caowei-Haozhu Delta in Tongting Lake and Xihe Delta in Poyang Lake.The continuous sand-bodies are composed of mouth bar sandstone and wide delta plain.The isolated sandbodies are composed of levee sandstone and a narrow delta plain.The formation of sand-bodies is controlled by the stabilization during river propagation，it possibly related with the grain size of sediments and water content.

shallow water delta；modern sediment；sandstone shape；Dongting Lake；Poyang Lake

TE121.3

A

1000-9752（2012）10-0001-07

2012-05-29

國家自然科學基金項目 （41072087，41172106）；國家科技重大專項 （2011ZX05010-002-005）。

尹太舉 （1971-），男，1995年江漢石油學院畢業(yè)，博士，教授，現(xiàn)主要從事油田開發(fā)地質和沉積學教學及研究工作。

［編輯］ 宋換新