付 超 于興河 李勝利 李順利 高明軒 彭子霄 趙海權(quán)

1中海油研究總院有限責任公司，北京 100028

2中國地質(zhì)大學（北京）能源學院，北京 100083

3中國石油吉林油田乾安采油廠，吉林 松原 138000

1 概述

層序地層學標準化是目前沉積學亟需解決的問題（Catuneanu et al.，2009；Catuneanu，2019），Catuneanu等（2009）提出利用沉積物供給量（S）和可容納變化速率（A）等關(guān)鍵參數(shù)來定量恢復(fù)層序—沉積演化，目前該方法已經(jīng)廣泛應(yīng)用于碎屑巖沉積盆地充填研究過程中（覃建雄等，2001；朱筱敏等，2016）。可容納變化速率受構(gòu)造和湖平面變化共同影響（Catuneanu and Zecchin，2013），根據(jù)其變化過程可以劃分為低可容納空間型盆地（例如坳陷型盆地或克拉通盆地）和可容納空間快速增加型盆地（例如斷陷盆地）（Allen and Fielding，2007；Spengler and Read，2010；Aschoff and Steel，2011）。針對上述2種類型的盆地，Olariu等（2021）指出低可容納空間型盆地由于其坡度較小、單次湖侵與湖退范圍較大，湖岸線變化過程較為劇烈，難以形成諸如可容納快速增加型盆地中厚層沉積體。Zecchin和Catuneanu（2017）在研究混積巖時提出，2種不同類型盆地中沉積流體類型和規(guī)模存在差異，低可容納空間型盆地中牽引流較為發(fā)育，而可容納快速增加型盆地中則以重力流沉積為主。因此，明確不同可容納空間背景下沉積充填差異，并建立其與發(fā)育沉積體形態(tài)的響應(yīng)是目前研究熱點，主要研究內(nèi)容包括如下3個方面：（1）層序格架下旋回疊加樣式與界面類型（Catuneanu and Zecchin，2013；Zecchin and Catuneanu，2013，2020）；（2）濱岸軌跡線遷移模式和控制因素（覃建雄等，2003；姜在興和劉暉，2010；于興河等，2016）；（3）三角洲發(fā)育樣式和層序演化之間的耦合關(guān)系。

Helland-Hansen和Martinsen（1996）在研究海相沉積濱岸軌跡線遷移時，提出了增生型（Accretionary）和非增生型（Non-Accretionary）2種類型，認為可容納快速增加型盆地中多發(fā)育增生型層序樣式，對應(yīng)四分層序疊置樣式（低位域、海侵域、高位域和強制海退域）；低可容納空間型盆地以非增生型層序樣式為主，對應(yīng)兩分層序樣式（海侵域和海退域）。目前研究多關(guān)注海相背景下層序發(fā)育樣式，對于湖相背景下的層序發(fā)育樣式缺乏認識。與海相沉積不同，湖相沉積環(huán)境較為封閉，湖平面的變遷范圍規(guī)模也相對小。同時，湖相背景下沉積物供給在短時間尺度變化較為劇烈，如何刻畫其沉積體展布樣式，并建立層序參數(shù)與沉積過程之間的關(guān)系難度較大。

針對上述存在的問題，本次研究選取中國季風區(qū)2個典型湖泊：鄱陽湖和岱海湖（圖1）進行研究。兩者表現(xiàn)出較大的坡度差異，故可以為不同可容納背景下層序演化與沉積充填提供良好案例。本次研究從探槽和剖面入手，通過巖相劃分和垂向序列建立，明確不同背景下準層序的疊置樣式，在此基礎(chǔ)上建立各準層序組內(nèi)部的濱岸線遷移過程與沉積展布響應(yīng)機制，最終在短周期尺度上（0.1 kyr）對其控制因素進行討論。

圖1 鄱陽湖三角洲與岱海湖周緣三角洲高程數(shù)據(jù)與相對坡降Fig.1 DEM data and slope gradient of Poyang Lake delta and the delta around Daihai Lake

2 區(qū)域概況

可容納空間快速變化背景（即湖濱岸線附近相對較陡，可容納空間受控于地形與湖平面）：岱海湖周緣三角洲位于中國內(nèi)蒙古烏蘭察布市（110°20′～112°58′E，40°60′～41°15′N），為新近系以來活躍的箕狀斷陷湖盆，受控于涼城斷裂（陰山斷裂伴生斷裂），活動速度為0.4 mm/a。其北岸坡度較陡（地表傾角平均為5°～10°），南岸與東岸則較為平緩（地表傾角平均為3°～5°），周緣存在半灘子河、弓壩河、天成河、步量河和目花河5條河流注入（圖1），湖盆水體面積133 km2（2020年統(tǒng)計）（譚程鵬等，2018；付超等，2019）；相比1987年，湖盆面積萎縮了40 km2（Liu et al.，2019）。

低可容納空間背景（即湖濱岸線附近相對較緩，可容納空間主要受控于湖平面變化）：鄱陽湖贛江三角洲位于中國江西省南昌市鄱陽湖南部（154°47′～116°45′E，28°22′～29°45′N），湖底極其平坦（地表傾角平均小于1°）（圖1），其平均深度為8.4 m，有贛江、修水、扶水、信水和饒河注入（黃秀等，2013；李燕等，2014）。位于亞熱帶季風氣候控制范圍區(qū)（凌超豪等，2015），存在較為明顯的洪水期和枯水期，其面積可以相差4500 km2以上（金振奎等，2014）。

3 不同可容納空間背景下巖相差異

本次研究針對岱海湖周緣三角洲陡岸（半灘子三角洲）和緩岸（步量河三角洲）現(xiàn)代沉積剖面與探槽分別進行觀測（圖2-a至2-d）。其中，南部緩岸區(qū)域（圖2-a，2-b）粒度相對較細（φ值1～4），可以識別出板狀層理砂巖相（Sp）、平行層理砂巖相（Sl）、槽狀交錯層理粉砂巖相（Fc）、平行層理粉砂巖相（Fh）。北部陡岸區(qū)域（圖2-c，2-d），粒度相對較粗，變化較大（φ值-2～3），可以識別出雜基支撐礫巖相（Gms）、疊瓦構(gòu)造礫巖相（Gi）、塊狀砂巖相（Sm）、波狀層理砂巖相（Sw）、板狀砂巖相（Sp）、塊狀泥巖相（M）。贛江三角洲粒度較細（φ值1～4）。參考前人對該地區(qū)巖相解釋（高志勇等，2016；Jin et al.，2017；李燕等，2021；Xu et al.，2021）（圖2-d，2-h），認為該區(qū)域主要發(fā)育板狀砂巖相（Sp）、遞變砂巖相（Sf）、塊狀砂巖相（Sm）、槽狀交錯層理砂巖相（Sc）、復(fù)合層理砂巖相（Scc）、平行層理粉砂巖相（Fp）。

圖2 鄱陽湖贛江三角洲與岱海湖周緣三角洲巖相差異與其組合類型（鄱陽湖探槽參考Jin et al.，2017）Fig.2 Lithofacies variety and association of Ganjiang River delta of Poyang Lake and deltas around Daihai Lake（Section at Poyang Lake is according to Jin et al.，2017）

對比2個湖盆周緣三角洲的巖相類型，三角洲前緣區(qū)域整體粒度和分選都較好，但是岱海湖盆周緣三角洲中存在大量粗粒沉積體，指示其發(fā)育高密度重力流或洪流（于興河和王德發(fā)，1995）；而鄱陽湖贛江三角洲中的復(fù)合層理砂巖相，指示其沉積過程受到改造流體（潮汐）的作用。此外，對比贛江三角洲與岱海湖三角洲單一巖相發(fā)育的厚度，可容納快速增加型湖盆中單一巖相厚度變化較大，為2～20 cm；而低可容納空間背景下湖盆（鄱陽湖）單一巖相厚度在5～10 cm之間。據(jù)此推測低可容納空間背景下，沉積過程相對穩(wěn)定，以穩(wěn)定牽引流沉積體發(fā)育為主；而高可容納空間背景下，水體較為動蕩，表現(xiàn)出多種類型流體（牽引流和重力流）發(fā)育過程。

4 宏觀垂向粒序與沉積展布

針對岱海湖周緣三角洲與鄱陽湖贛江三角洲衛(wèi)星照片進行解析，可以較好地從短周期尺度（0.1 kyr）刻畫出不同湖平面對應(yīng)的沉積體展布。根據(jù)湖平面相對高低，將岱海湖劃分為高位域（1989.09.15）、湖 侵 域（1993.11.02）和 低 位 域（2001.07.11）；將贛江三角洲可以劃分出高位期（1995.03.04）和低位進積期（2013.03.05）。為了便于定量描述三角洲樣式，本次研究采用前人針對沉積體幾何樣式的統(tǒng)計參數(shù)（Olariu and Bhattacharya，2006；段冬平等，2014；李燕等，2016），包括分支水道數(shù)（n）、分支水道分叉角度（α）、分支河道/壩體（分流間灣）（c/b）比值（簡稱“道壩比值”）。

4.1 可容納空間快速變化背景

湖平面相對較高的時期，岱海湖區(qū)域處于高位域（1989.09.15）（圖3-a）和湖侵域（1993.11.02）（圖3-b）。北部區(qū)域位于半地塹斷陷盆地的極陡岸一側(cè)。其中，半灘子河三角洲區(qū)域受季節(jié)性物源供應(yīng)影響，主要發(fā)育低密度洪流或者高流態(tài)牽引流，巖相組合類型為Gi→Sm→Sw→Sp。河道分叉系數(shù)n值為2～3，分叉角度為35°，道壩比值為2。南部區(qū)域坡度相對較緩，2條河流（步量河和天成河）持續(xù)性供給。巖相組合類型為Sw→Sp→M，根據(jù)前述巖相描述，其主要發(fā)育低流態(tài)牽引流沉積過程。同樣統(tǒng)計其分叉系數(shù)為5～6，分叉角度大于65°，道壩比值為0.8～1.5。參考前人對該時期湖泊流量和沉積體粒度的統(tǒng)計（于興河等，1994；于興河和王德發(fā)，1995；陳彬滔等，2014；梁文軍等，2017），北部陡坡處入湖沉積物通量為7.8×106m/a，平均粒徑為1.5φ；南部河流平均沉積物通量為4.6×106m/a，平均粒徑為2.5φ。據(jù)此，推斷在高位域和湖侵域時期，沉積通量和三角洲朵體大小成反比，但是與沉積物粒度成正比。

圖3 岱海湖半灘子三角洲與天成—步量河三角洲垂向序列與沉積展布樣式Fig.3 Vertical lithofacies association and sedimentary distribution of Bantanzi delta（in the north）and Tiancheng-Buliang delta（in the south）around Daihai Lake

2001.0 7.11衛(wèi)星照片顯示湖泊水位較低，湖面面積減少約20 km2（白潔等，2011；梁文軍等，2017）。北部區(qū)域陡岸，發(fā)育小型朵葉狀三角洲（圖3-c），其垂向巖相組合類型為Gms→Gi→Sm→Sw→Sp。參考前人對流體類型的解釋，認為該時期顆粒相對較粗，以低密度洪流或者高流態(tài)牽引流為主（陳彬滔等，2014；譚程鵬等，2018；付超等，2019）。水道分叉系數(shù)為1～2，分叉角度小于30°，道壩比值為1.2。南部區(qū)域緩岸，平面邊界擴大較為明顯（增加3.2 km2），巖相組合中反映低流態(tài)的巖相組合較多（Yu et al.，2012；Tan and Plink-Bj?rklund，2021；Tan et al.，2021）。統(tǒng) 計 其平面幾何參數(shù)，顯示分叉系數(shù)為2～3，其分叉角度約等于50°，道壩比值約為0.6。參考前人研究（于興河和王德發(fā)，1995；陳彬滔等，2014；梁文軍等，2017），該時期岱海湖北部半灘子河和南部步量河、天成河流量都下降較快，其沉積物通量均為3.0×106m/a，但是粒徑差別巨大（北部陡坡帶-1φ，南部緩坡1.5φ）。故認為該時期沉積通量和三角洲朵體面積、沉積物粒度關(guān)系不明確。

本次研究對近40 a來岱海湖盆可容納空間進行計算?；贒EM數(shù)據(jù)可得到湖盆面積（SL），結(jié)合水深（Δh）變化，計算可容納空間約為10～15 km3（按照圓錐體體積V＝0.33·SL×Δh粗略計算；范軍俠等，2006），大于沉積物供給體積0.5～1.0 km3，屬于可容納空間快速增加型盆地。

綜上所述，在高位域時期和湖侵域時期，岱海湖周緣三角洲在陡坡區(qū)發(fā)育不規(guī)則的河口壩，前積體呈帚狀；而在緩坡區(qū)發(fā)育大面積朵狀前積體，道壩比值較大（0.8～2.0）；在低位域時期，主要發(fā)育朵葉狀或鳥足狀前積體，道壩比值較?。s0.6），同時河道內(nèi)部的斜列沙壩較為發(fā)育，河道表現(xiàn)出明顯的辮曲過渡樣式。湖退過程中，沉積體平面范圍變化不明顯，但是平均含砂率變化較明顯（由0.6快速降至0.3）。

4.2 低可容納空間背景

低可容納空間背景下，河道多分叉與合并。全球緩坡三角洲包括分叉平直河三角洲（Shaw et al.，2013）、分匯辮狀河三角洲、分叉曲流河三角洲（Coleman et al.，1998）和分匯曲流河三角洲（Are and Reimnitz，2000；王夏斌等，2020）。因此，除了前述3個平面統(tǒng)計參數(shù)，本次研究在針對低可容納空間背景下沉積展布刻畫時，加入了彎曲度（K）進行河道形態(tài)的刻畫。

在湖平面相對較高時（1995.03.04）（圖4-a），主要發(fā)育巖相組合由下至上為Sp→Sc→Fp，反映低能沉積環(huán)境。此外局部發(fā)育復(fù)合層序砂巖相（Scc），反映了水體范圍的周期性變化。該時期三角洲平原水道相對較為平直（K＜1.5），分叉系數(shù)為1～2，分叉角度小于30°，道壩比值小于0.6。三角洲前緣水道在濱岸線區(qū)域開始分叉，形成倒三角形沙壩或者菱形沙壩。對應(yīng)水道相對逐漸彎曲（K值介于1.0～1.5），分叉系數(shù)為3～6，分叉角度約為45°。參考前人對該時期贛江水系流量和沉積體粒度的統(tǒng)計，該時期沉積通量為7.8×106m/a（鄭海金等，2012），菱形沙壩的粒度平均為3φ（黃秀等，2013；孫廷彬等，2015）。

在湖平面相對較低時（2013.03.05）（圖4-b），主要發(fā)育的巖相組合由下至上依次為Sp→Sf→Sm→Sc，同樣反映相對低能的水體背景。三角洲平原區(qū)域發(fā)育斜列沙壩，其多由高水位時期的菱形沙壩經(jīng)河道改造形成（圖4-b）。水道相對較為彎曲（K＞1.5），分叉系數(shù)為3～4，分叉角度約40°，道壩比值變大（約0.8）。在三角洲前緣濱岸線區(qū)域水道開始分叉，形成連續(xù)指狀沙壩，彎曲度減?。↘值介于0.6～1.0），分叉系數(shù)為3～6，分叉角度約為45°。該時期贛江沉積物通量約為6.3×106m/a，河道內(nèi)部指狀沙壩的平均粒度1φ～2φ。

圖4 鄱陽湖贛江三角洲垂向序列與沉積展布樣式Fig.4 Vertical lithofacies association and sedimentary distribution of Ganjiang River delta，Poyang Lake

同樣，根據(jù)DEM數(shù)據(jù)計算出湖平面范圍，求出對應(yīng)的可容納空間降低100～150 km3，其約等于沉積物供給體積（63～100 km3），為典型的低可容納空間型盆地。

綜上所述，低位進積域時期和高位域時期對比，三角洲前積體發(fā)育面積差異較大（＞200 km2）（圖4），但整體粒度無變化。說明水域面積可以較好地控制前積朵體的范圍，但是與粒度關(guān)系不明顯。此外，湖平面的升降對沉積體的幾何樣式影響較大，其體現(xiàn)在水道彎曲度和壩體樣式的變化。高位域時期，主要發(fā)育指狀沙壩和沿岸沙壩，道壩比值較大（約0.8）；在低位進積域時期主要發(fā)育菱形壩，道壩比值較?。s0.4）。

5 層序演化樣式對比

除了上述平面的差異性演化，不同可容納空間湖盆的層序—沉積差異也體現(xiàn)在層序演化樣式和其剖面結(jié)構(gòu)上。本次研究分別選擇岱海湖目花河剖面和鄱陽湖松門山剖面進行層序演化的研究（圖5）。剖面中層序界面識別，主要參考Liu等（2019）和Hu等（2021）的層序劃分方案，即依據(jù)粒序變化和侵蝕界面（水道底界面）進行層序劃分。

5.1 剖面樣式對比

對于可容納空間快速增加型湖盆剖面，按照上述的層序界面識別方法，可以識別3期短期旋回（圖5-a），每期旋回底部均為大型槽狀或板狀交錯層理，向上依次過渡到小型流水砂紋和平行層理。結(jié)合Xiao等（2019）提供的14C年代數(shù)據(jù)，認為單期旋回發(fā)育時間約1000 a。低可容納空間背景型湖盆剖面，可以識別出2期旋回（圖5-b）。參考前人對于該區(qū)域沉積速率的計算結(jié)果（Yuan et al.，2011），推測50 m沉積層對應(yīng)發(fā)育年齡為100 a。將上述2種類型湖盆短期層序發(fā)育時間進行對比，認為低可容納空間背景型湖盆中單期沉積時間較短。

圖5 可容納空間快速增加（a）和低可容納空間（b）背景下旋回疊置樣式Fig.5 Cycle stacking style in the rapid increase accommodation space setting（a）and low accommodation space setting（b）

此外，本次研究選取了剖面中最大粒徑、河道下切深度和層序發(fā)育厚度3個參數(shù)進行擬合，并通過三維氣泡圖顯示其相互關(guān)系：對于可容納空間快速增加型盆地，上述3個參數(shù)表現(xiàn)出較好的相關(guān)性（R2＞0.6）?；诔练e成因可以將其解釋為沉積物供給量較大時，水道下切深度較大，同時對應(yīng)沉積物粒度較粗。對于低可容納空間背景盆地，上述3個參數(shù)相關(guān)性較低（R2＝0.4）。認為沉積物粒度相對較細，早期沉積物容易被后期流體所改造，難以形成有效的擬合關(guān)系。

5.2 層序疊置樣式對比

基于上述研究，本次研究利用Disnosos正演模擬軟件對不同可容納空間背景下層序演化與發(fā)育樣式進行模擬（表1），模擬結(jié)果見圖6。對于傳統(tǒng)層序樣式來說，根據(jù)濱岸線前積方向可以劃分為加積、前積、退積和強制性進積（加積），其中前積過程中根據(jù)主要供源的流動方向可以分為漫積和側(cè)積等（圖6-a；Helland-Hansen and Martinsen，1996；Zecchin and Catuneanu，2013）。通過按照上述對岱海湖周緣三角洲和鄱陽湖贛江三角洲統(tǒng)計結(jié)果，本次研究模擬一共得到3種類型層序疊置樣式：高角度進積型、高角度退積型、低角度前積（或退積）型（表2）。

表1 沉積正演模擬參數(shù)Table 1 Parameters of the sedimentary forward simulation

表2 層序疊置樣式與對應(yīng)的沉積解釋Table 2 Sequence stack pattern and the responding sedimentary interpretation

1）高角度進積型：針對岱海湖緩岸步量河三角洲模擬得到（圖6-b）。模擬結(jié)果顯示底積層相對穩(wěn)定，并且延伸距離較遠。在湖平面上升過程中，濱岸軌跡線表現(xiàn)為上凸型；在湖平面下降過程中，軌跡線表現(xiàn)為下凹型。其頂積層表現(xiàn)為向陸方向減薄，在低位域時期表為局部侵蝕，在高位域和湖侵域時期快速增厚。

2）高角度退積型：針對岱海湖北部陡坡區(qū)模擬得到（圖6-c）。模擬結(jié)果顯示底積層相對穩(wěn)定，并且相對較厚。前積層在湖平面上升和下降時濱岸軌跡線均表現(xiàn)為線型。其頂積層在模擬結(jié)果上通常不發(fā)育。按照Zecchin和Catuneanu（2013）定義，斜坡上部存在區(qū)域不整合（SU：Subaerial Unconformity），可以將不發(fā)育的頂積層范圍解釋為區(qū)域不整合。

圖6 層序疊置樣式分類、前積模式與濱岸線響應(yīng)關(guān)系Fig.6 Relationship between classification of sequence stacking styles，clinoform pattern and responding shoreline

3）低角度前積（或退積）型：針對贛江三角洲模擬得到（圖6-d，6-e）。模擬結(jié)果顯示其頂、底積層均不發(fā)育；參考Huang等（2014）模擬結(jié)果，同樣認為該背景下僅有前積層發(fā)育，層序界面表現(xiàn)出疊瓦或者近平行狀的疊置關(guān)系。

5.3 濱岸線遷移方式

對于陸相湖盆沉積說，刻畫不同可容納空間背景下層序演化樣式需要平面和剖面相結(jié)合。本次研究區(qū)針對湖泊濱岸區(qū)域展開，因此對濱岸線遷移方式的刻畫可以從平面和剖面2個角度分析層序演化和三角洲展布之間關(guān)系。

對于可容納空間快速增加背景中，（1）低位域時期，湖平面處于相對較低的位置，該時期濱岸線多在河口沙壩外側(cè)發(fā)育，并且相對穩(wěn)定；（2）湖侵域時期，濱岸區(qū)域較陡的地形使可容納空間快速增加。根據(jù)前述沉積粒度與展布的描述，該時期沉積通量并未增加，主要表現(xiàn)為對應(yīng)三角洲平面樣式的改變（三角洲平原河流由辮狀水道向曲流水道轉(zhuǎn)化、河口灣砂體減薄、分支河道增加）。該時期濱岸線表現(xiàn)為快速湖侵，但是相對穩(wěn)定；（3）高位域時期，可容納空間和沉積物供給量相對穩(wěn)定，濱岸線在最大湖泛面附近震蕩，其平面上多發(fā)育在河口灣內(nèi)側(cè)。該背景下濱岸線遷移樣式可以在岱海湖北岸陡坡區(qū)域探地雷達剖面觀察得到（剖面處理和解釋可參考Tan and Plink-Bj?rklund，2021）（圖7-a）。濱岸線遷移軌跡表現(xiàn)出上凸（凹）型向線型過渡。

對于低可容納空間背景，（1）低位進積域時期，湖平面較低，河口灣區(qū)域較為發(fā)育。根據(jù)前述沉積平面展布描述，該時期河口壩較為發(fā)育，同時沿岸沙壩分布范圍較廣。濱岸線變化范圍受限于較低的湖平面，發(fā)育范圍較小?？傊?，濱岸線在低位進積域時期相對穩(wěn)定，表現(xiàn)為低角度退積型疊加樣式；（2）高位域時期，與可容納空間快速增加型盆地不同，該時期變化濱岸線變化受到改造流體作用，在平面上表現(xiàn)為大量的指狀沙壩（由潮汐改造河口壩砂體形成）。同時，由于該背景下地形較為平緩，濱岸線在河口灣區(qū)域變化較為劇烈。將該時期濱岸線變遷形成的層序歸為低角度進積型疊加樣式。參考王夏斌等（2020）的贛江三角洲探地雷達剖面（圖7-b），難以有效地識別前積體，主要表現(xiàn)為近平行反射特征，同樣印證其低角度進積（退積）型的層序疊置樣式。

圖7 探地雷達剖面和濱岸軌跡線移動方式Fig.7 Ground penetrating radar profiles and coastline movement

6 濱岸線遷移控制因素分析

根據(jù)前述認識，在可容納空間快速增加背景下，可以劃分為極陡坡型（坡度快速變緩，整體呈下凹型，如岱海湖半灘子三角洲）、較陡型（坡度緩慢變緩，整體呈上凸型，如岱海湖南岸三角洲）。低可容納空間型盆地同樣可以劃分為2種類型，即較緩型和極緩型。針對不同可容納空間背景下的沉積充填樣式（圖8），本次研究從長短周期角度出發(fā)，提出不同層序發(fā)育背景下湖盆三角洲發(fā)育的控制因素，并建立對應(yīng)的沉積模式（圖9）。

圖8 高、低可容納空間背景下短周期尺度沉積充填樣式對比Fig.8 Comparison of sedimentary filling styles under the background of rapid increasing and low accommodating spaces

6.1 短周期尺度控制因素

從短周期尺度來說，控制層序樣式發(fā)育的主要因素為沉積物供給和湖平面升降（Catuneanu and Zecchin，2013；Catuneanu，2019；Olariu et al.，2021）。但這2個因素在差異可容納空間下湖盆充填過程中起到不同的作用。

對于可容納空間快速增加背景下湖盆充填過程，參考Catuneanu和Zecchin（2013）針對該背景下海相盆地的研究結(jié)果，認為其層序發(fā)育與沉積充填過程同時受控于沉積物供給和湖平面升降2個因素：極陡坡型斜坡，可容納空間在短期內(nèi)快速增加，而沉積物供給量則相對有限，因此造成A/S比快速增加。故在該背景下坡度是主導層序發(fā)育的控制因素。較陡型斜坡，沉積物供給與可容納空間通常同步變化，即湖平面下降的同時沉積物供給增加，湖平面上升則伴隨著沉積物供給量的減少。故認為在該背景下坡度和沉積物供給均為主導層序發(fā)育的控制因素。

對于低可容納空間背景下湖盆充填過程，Jia等（2019）在研究鄱陽湖信江三角洲朵葉時提出沉積物供給控制是沉積體展布的主要因素，而贛江三角洲物源供給充足，可容納空間（A）被沉積物占據(jù)，A/S比完全受控于沉積物供給。然而，Olariu等（2021）提出地形坡度在低可容納空間型盆地同樣較為重要。以鄱陽湖贛江三角洲為例，三角洲平原區(qū)域發(fā)育多個朵體，北部水道分叉少，彎曲度較低；而南部則相對較為彎曲，但是兩者的面積差異不大（圖4）。結(jié)合韓志勇等（2010）對贛江三角洲的地形恢復(fù)，認為北部地形對應(yīng)的坡度相對較大，南部坡度相對較小。故認為對于低可容納空間背景下湖盆地形控制沉積展布樣式，沉積物供給量控制三角洲展布范圍?？傊?，對于低可容納空間型盆地來說，可容納空間（A）較為有限，故沉積物供給量對于A/S比的影響程度大于地形坡度。

6.2 長周期尺度控制因素

從長周期尺度控制層序發(fā)育的因素主要包括構(gòu)造運動或氣候變化等。不同于前述短尺度因素直接控制沉積過程，該類型因素多間接影響沉積過程，即構(gòu)造運動可以影響地形變化，而氣候因素則影響沉積物流態(tài)或供給速率。

對于可容納空間快速增加型湖盆，（1）氣候因素：譚程鵬等（2018）和付超等（2019）通過建立岱海周緣三角洲流態(tài)和氣候之間關(guān)系，認為濕潤氣候?qū)е滤樾剂靼l(fā)育，而干旱氣候則多發(fā)育牽引流沉積。氣候通過影響沉積流體類型與供給強度從而控制層序發(fā)育模式，例如高角度退積型層序向物源一側(cè)多發(fā)育滑塌或垮塌等粗粒沉積體，而低角度前積（或退積）型則總體以牽引流沉積為主。（2）構(gòu)造因素：其對湖盆充填過程的影響多體現(xiàn)在地形變化上。由于本次研究關(guān)注層段發(fā)育有限，對于長周期尺度上裂谷盆地發(fā)育過程中構(gòu)造—層序耦合不能較好地體現(xiàn)。參考Gawthorpe等（1997）對于裂谷盆地中層序構(gòu)造演化的研究，認為在裂陷不同階段層序樣式與沉積類型不同：裂陷早期坡度較陡，物源供給充足，以高角度退積型為主；而后隨著坡度的變緩，逐步發(fā)育至高角度進積型。

對于低可容納空間型湖盆，參考前人對于泥炭沼澤富集過程的研究，認為氣候因素對沉積過程的控制體現(xiàn)在沉積物通量上。不同于可容納空間快速增加型盆地，氣候因素難以改變流體流態(tài)（Cecil，2013；Karamitopoulos et al.，2014）。對 于 構(gòu) 造 因素，該類型盆地相對穩(wěn)定，僅在局部發(fā)育小型隆升。造成局部地形的變化可以反映在沉積體平面展布樣式差異上，即局部較陡區(qū)域沉積物發(fā)散，不易聚集，形成小型沿岸灘壩或決口沉積；而平緩區(qū)域則可以發(fā)育大型鳥足狀三角洲沉積。

7 結(jié)論

通過對岱海湖和鄱陽湖近30年演化過程的對比研究，本次研究提出了陸相湖盆中不同可容納空間背景下層序—沉積耦合關(guān)系，明確了其與濱岸軌跡遷移之間的響應(yīng)關(guān)系。本次研究具體得到如下結(jié)論：

1）可容納空間快速增長型盆地在高位域和海侵域時期，主要發(fā)育不規(guī)則的河口壩（陡坡區(qū)不發(fā)育），道壩比值較大（0.8～2.0）；在低位域時期壩體多發(fā)育為三角形，道壩比值較?。s0.6），同時河道內(nèi)部斜列沙壩較為發(fā)育，河道表現(xiàn)出明顯的辮曲過渡樣式。層序發(fā)育過程中，沉積體平面范圍變化不明顯，但是含砂率變化較大（從0.6快速降至0.3）。低可容納空間背景型盆地在高位域時期，主要發(fā)育指狀沙壩和沿岸沙壩，道壩比值較大（約0.8）；在低位進積域時期主要發(fā)育菱形壩，道壩比值較?。s0.4）。層序發(fā)育過程中，沉積體平面范圍具有明顯地變化，但是含砂率變化不明顯。

2）空間快速增長型盆地剖面結(jié)構(gòu)中可以識別較明顯的頂積層、前積層和底積層。結(jié)合沉積正演模擬結(jié)果，認為其可以發(fā)育高角度進積型和高角度退積型2種主要類型。結(jié)合層序演化過程提出濱岸線變化經(jīng)歷高角度進積型（低位域）、高角度退積型（湖侵域）、低角度前積型（高位域）3個階段。低可容納空間背景型盆地可以識別出頂積層和前積層，難以有效地識別出破折發(fā)育位置。結(jié)合沉積正演模擬結(jié)果，認為其主要發(fā)育低角度前積（或退積）型層序樣式。結(jié)合層序演化過程指出該背景下濱岸線變化經(jīng)歷低角度前積型（低位進積域）、低角度退積型（高位域）2個階段。

3）空間快速增長型盆地，從短周期角度來說，地形變化作為沉積展布樣式和范圍主要的控制因素，而物源供給作為次要的控制因素。從長周期角度來說，氣候變化可以影響沉積流體類型和供給量大小，構(gòu)造因素同樣起到重要作用。低可容納空間背景型盆地，從短周期角度來說，地形主要控制沉積展布樣式，而沉積展布范圍則僅有物源供給控制。從長周期角度來說，氣候變化影響供給量大小，構(gòu)造因素作用不明顯。