滩坝沉积研究进展综述_姜在兴.docx

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1、 第 W卷第 4 期 20/5年 S月 古 地 理 学 报 Vol. 17 No. 4 Aug. 2015 JOURNAL OF PALAEOGEOGRAPHY 文章编号 ： 1671 -1505(2015)04 -0427 -14 DOI: 10. 7605 /gdlxb. 2015. 04.036 滩坝沉积研究进展综述 姜在兴 7 2王俊辉 7 2张元福 7 2 1中国地质大学（北京 ） 能源学院，北京 100083 2中国地质大学（北京 ） 科学研究院，北京 100083 摘要滩坝是发育于滨岸带非常重要的一种沉积相类型和油气储集体，是滩和坝的总称。国外关于滩坝 的研宄，多集中于对现代沉积

2、与野外露头的考察，侧重于成因机理的解释；中国的沉积学家、石油地质学家则 偏重于陆相湖盆滩坝的沉积特征与油气地质意义的研宄。作者从滩坝的成因出发，对滩坝的分类、沉积模式、 控制因素、古地理及油气意义进行了总结梳理，提出滩坝是 “ 风（风浪 ） -源（物源 ） -盆（盆地演化 ） ” 系统内综 合作用下的产物，表现在：波浪是滩坝形成的动力；物源是滩坝形成的物质基础；盆地层序一构造演化过程中 古地貌与古水深决定了滩坝的发育位置与范围。研宄滩坝发育的控制因素，有利于为其在垂向上和平面上的分 布预测提供有力的支持，具有重要的油气勘探意义。滩坝砂体记录了其形成时的古地理条件。特别地，通过对 滩坝砂体沉积特

3、征的解剖，可以一定程度上定量反映其形成时的古风浪条件，进而可以恢复古大气流场，这对 古气候的恢复起到了重要的补充作用。 关 键 词 滩 坝 分 类 模 式 控 制 因 素 古 地 理 油 气 第一作者简介姜在兴，男， 7962年生，中国地质大学（北京 ） 能源学院教授、博士生导师，主要从事沉 积学及层 序 地 层 学 研 究 。 : . edw. CAI。 中图分类号： P531 文献标志码 ： A Abstract The beach4)ar deposits? which is a general term of the beach and bar, is an important kin

4、d of facies and petroleum reservoir developed in the nearshore zone. Most of the foreign researches on beach4ar deposits are focused on the interpretation of their formation mechanisms via geology investigation of modern deposits and field outcrops ； while Chinese sedimentologists and petroleum geol

5、ogists have focused on their sedimentary characteristics and petroleum significances? especially those formed in lake environments. In this paper， we reviewed and refined the advances in beach-bar researches. Firstly， we summarized the origin of beach4)ars， and then followed by their classification,

6、 depositional model， controlling factors, and the palaeogeography and petroleum significances. We propose that the beach4ar is formed in the system combined of wind (wind wave)， provenance and basin (basinal evolution)， i. e.， waves are the original power of beach4)ar formation, while the provenance

7、 provides the material base， Advances in beach-bar research: A review Jiang Zaixing Wang Junhui Zhang Yuanfu 1 College of Energy， China University of Geosciences (Beijing) , Beijing 100083 2 Institute of Scientific Research f China University of Geosciences Beijing) Beijing 100083 *国家 “ 十二五 ” 科技重大专项

8、（编号 ： 2011ZX05009 -002)资助 收稿日期 ： 2015 -06-02 改回日期 ： 2015 -06-28 and the evolution of tectonic and sequence of the basin determines the position and extent of beach4)ars. Study on controlling factors of beach 4)ar formation could provide powerful supports in prospecting the distribution position of b

9、each4)ar sandbodies vertically and horizontally? which is of great significance in petroleum reservoir exploration. Ancient beach4)ar deposits recorded the palaeogeographic conditions during their formation. Especially, palaeowave conditions could be quantitatively recovered based on sedimentol- ogy

10、 analyses on beach4ar deposits? and in turn， the palaeo-atmospheric flow field. This plays an important? promotive and supplemental role in the study area of palaeoclimatic recovery. Key words beach4)ar， classification， model, controlling factor, palaeogeography, hydrocarbon About the first author J

11、iang Zaixing， bom in 1962， is a professor and Ph. D. supervisor of China University of Geosciences (Beijing) . He is mainly engaged in sedimentology and sequence stratigraphy. Enail ： jiangzxcugb. edu. cn. 滩坝是发育于滨岸带的一种重要的沉积相类 型。对于滩坝砂体很多学者进行了大量深入的研 究，在沉积环境、成因、沉积特征、沉积模式等方 面己取得了丰富的研究成果。早在 20世纪初期， 就己经有了

12、针对滩坝的研究。国外对滩坝沉积的研 究，主要是在针对现代海岸或湖岸沉积 （ Aagaard， 1990； Soreghan and Cohen, 1996； Houser and Greenwood， 2005 ; Masselink 祝 aL， 2005 ; Schwartz， 2012)以及野外滩现露头（如 Taylor and Ritts， 2004)进行考察与研究。中国的沉积学家及石油 地质学家对滩坝沉积特征与油气地质意义的研究， 主要是集中在陆相湖盆（朱筱敏等， 1994;周丽 清等， 1998;宋春晖等， 1999;李国斌等， 2008; 操应长等， 2009; Deng rt a

13、/.， 2011; Jiang rt a/.， 2011, 2014;田继军和姜在兴 ， 2012)。 近年来，随着油气勘探程度的提高，中国油气 勘探己进入隐蔽油气藏勘探阶段，盆地内与油气密 切相关的薄层滩坝储集体也逐渐得到了重视（孙 锡年等，2003;毛宁波等， 2004)。滩坝储集体具 有近油源、储集性能较好、生储盖组合配置好等有 利条件，有利于油气富集（朱筱敏等， 1994;张 善文等， 2004)。国内外的学者从不同的角度，用 不同的手段，对滩坝砂体的分类（朱筱敏等， 1994;邬金华等， 1998;陈世悦等，2000)、沉积 特征（朱筱敏等， 1994;宋春晖等， 1999; Tay

14、lor and Ritts, 2004;李国斌等， 2008;张宇，2008; 操应长等， 2009, 2010;赵宁和邓宏文， 2010; Jiang rt 2011, 2014;田继军和姜在兴， 2012)、地球物 理特征（朱筱敏等， 1994;才巨 宏， 2005;刘书会，2006;燕兴荣等， 2006;罗红 梅等， 2011;赵东娜等， 2014)、分布发育规律 (邓宏文等， 2008;李国斌等， 2008;林会喜等， 2010)、成藏特征（李秀华等， 2001;孙锡年等， 2003;毛宁波等，2004;苏永进等， 2005;邹灵， 2008;王永诗等， 2012)等方面做了全方面的研

15、 究。针对不同研究区的特征，建立了不同的勘探方 法理论，为滩坝沉积研究积累了丰富的经验。 在国内，虽然也有很多学者注意到滩坝是在波 浪与沿岸流的控制下形 成，但是对滩坝成因的论述 相对比较简单。结合前人的研究成果，作者从滩坝 的成因出发，进而对滩坝的分类、沉积模式、控制 因素、古地理及油气意义进行了较为系统的总结梳 理，提出滩坝是 “ 风（风浪 ） 一源（物源 ） 一盆（盆 地演化 ） ”系统综合作用下的产物，具有重要的古 地理意义与油气意义，期望能够对中国油气勘探与 开发及古气候学、特别是古大气流场的研究产生积 极的推动作用。 1 滩坝的成因 滩坝是滨浅湖（海）区常见的砂体，是滩和 坝的总称

16、，其形成主要受波浪和沿岸流控制 (Komar, 1976;姜在兴， 2010)。滩坝在形成过程 中，沉积环境相似且常常共生，并且由于水平面的 大面积扩张与收缩， “ 滩 、 “ 坝 ” 砂体通常相互叠 置，有时很难将“ 滩 ” 与 “ 坝 ” 分开，习惯用 “ 滩坝 ” 来描述滩砂和坝砂（吴崇筠， 1986;朱筱 敏等， 1994 )，也可统称为滩坝复合体 （ Deng /.， 2011)。但两者在成因机制与沉积特征等方 面具有很大不同。 1.1 “ 坝 ” 的形成 滨岸带沉积物的搬运方向及运动轨迹严格受到 水动力条件的支配，因此滩坝的形成是水动力条件 综合 效应的结果。结合滨岸带的波浪机制，

17、关于沙 坝的成因机制目前主要存在以下几种观点：亚重力 波成因机制、破波点沙坝成因机制（或自组织模 型机制）、冲浪成因机制、沿岸螺旋流成因机制。 另外，沿岸浪生流系统会对沙坝进行改造。 1.1.1亚重力波成因机制 这种机制认为沙坝是在亚重力波的影响下形 成，包括冲浪振荡 （ surf beat)、 约束长波 （ bound long wave )、边缘波 （ edge wave)等，以驻波 (standing wave)为特征 （ Carter et aZ.， 1973)。沙 坝形成于驻波的波节 或波腹处：若沉积物以底床搬 运的形式为主则在波节处沉积，而当沉积物以悬浮 搬运的形式为主时在波腹处沉

18、积 （ Carter M ， 1973; Short, 1975)。这种机制很好地解释了滨岸 带多列沙坝的现象，并解释了沙坝间距随着离岸距 离的増加而増加的现象 （ Carter et aZ.， 1973 ; Short, 1975; Aagaard, 1990) 但是，亚重力波成因机制存在一些缺陷。首 先，亚重力波产生的水流流速远小于重力波和浪生 流产生的水流流速；另外，这种模型的建立需要驻 波波能集中在特定的波 频段内，而实际观测中的亚 重力波是宽频的。因此，亚重力波可能不是沙坝形 成的主控因素。尽管起到了较好的解释效果，这种 机制并没有在室内水槽实验 （ Dally， 1987)或者 现

19、代滨岸沉积考察（ Osborne and Greenwood， 1993; Houser and Greenwood， 2005)中得到很好 的证实。 1.1.2破浪或自组织成因机制 近年来，解释沿岸沙坝成因的 “ 破浪模型 (breakpoint model)” 或 “ 自组织模型 （ self organizational model) ” 得到 了广泛 的接受 （ DyhrNielsen and Sorensen, 1970; Coco and Murry， 2007)。波 浪在向岸传播的过程中，至浪基面附近开始遇浅变 形，随着继续向岸传播，水深愈小，波高亦逐渐增 大。当水深减小到一定范

20、围时，波陡值达到极限， 波浪开始倒卷和破碎，形成破浪。一方面，从遇浅 波浪带传播而来的波浪，向破浪带输送沉积物；另 一方面，向岸方向波浪破碎之后，还有可能再次形 成振荡波，并在破浪线向岸一侧形成环流。另外， 波浪向岸传播，会形成离岸的补偿流（底流 ） s这 样 一来，在破浪带中，水从 2个方向流向破浪线 (汇流），破浪带陆侧产生的离岸搬运与海（湖） 侧的向岸搬运汇聚在一起，沉积物在破浪线附近集 中 (Dyhr-Nielsen and Sorensen， 1970； Dally and Dean， 1984; Dally， 1987)，结果将在破浪带中形 成沙坝，坝后形成凹槽（图 1)。因此，该

21、模型认 为，破浪控制着沙坝的离岸位置、规模及其产生的 水深范围，是形成破浪沙坝的最重要的因素。沙坝 的形成反过来又会反作用于破浪。早在 1948年， Keulegan的研宄发现，沙现增长并 向陆迁移，破浪 位置也随之移动 （ Keulegan, 1948)。破浪沙坝总 与破浪带相对应。 破浪模型可简单表达为：沉积物从波浪对床底 的扰动开始，在向岸流与离岸流的作用下向破浪线 聚集开始形成沙坝，并在水动力、沉积物搬运、沙 坝形态的相互反馈作用下生长，最终在坝顶破浪处 达到向岸搬运与离岸搬运的平衡 （ Houser and Greenwood， 2005)，在破浪线处形成沙现，现后形 成凹槽（槽谷）

22、。在低坡度的滨岸带，波浪在远岸 坝处破碎后，在较深的坝后凹槽中常常能够恢复而 重新形成振荡波。重生波在碎浪带之前 可能会发生 图 1滨岸带水动力特征及滩坝微地貌的形成 Fig. 1 Hydrodynamic characteristics in nearshore zone and formation of corresponding beach4ar microrelief 第 2次甚至第 3次破碎，形成内破浪带（图 1)(钱 宁和万兆惠， 1991)。这样在滨岸带可能形成多列 几乎与岸线平行的沙坝。这种模型已经在室内水槽 实验与现代沉积观察中得到了证实。 1.1.3冲浪成因机制 波浪破碎之

23、后的最终归宿是变成冲浪，形成 “ 冲浪带 ” 或 “ 冲流带 ” 。湖水借惯性力冲向岸边， 没有渗入沉积物中的水直接回头沿坡而下成为退浪 或回流 （ backwash)， 直至消失，或与下一个冲浪 相撞。在冲浪回流带，冲流的搬运能力要强于退流 (Masselink et aZ.， 2005)，因此，波浪有效地将较 粗的沉积物搬运向岸。泥沙被向上带到上冲流达到 的最高位置并在那里堆积下来，形成沿岸线展布的 沙坝，称为沿岸坝（图 1)。沿岸坝的沉积物组成包 括来自水盆地的沉积物，还包括了原地的蚀余沉积 物，标志着上冲流搬运泥沙所能达到的最大高度。 因此，按照沙坝发育位置的不同，可建立不同 水动力带

24、与沙坝的对应分布模型。将发育在破浪带 的沙坝称为远岸坝；发育在碎浪带或内破浪带的沙 坝称为近岸坝；发育于冲浪回流带后方的 沙坝称为 沿岸坝（图 1)。在不同的水动力带，所形成沙坝的 形态、沉积特征以及生物组合等不甚相同。反过 来，依据滨岸带的滩坝特征也可为划分破浪带、碎 浪带、冲浪回流带提供依据。 1.1.4沿岸螺旋流成因机制 沙坝的螺旋流成因机制由 Schwartz (2012)提 出 。Schwartz (2012)通过研究北美 Michigan湖， 提出了在风浪低角度斜交岸线入射的情况下，会产 生沿岸方向前进的螺旋流（图 2)。根据波流性质的 不同，这种螺旋流由 3部分组成：入射波产生的

25、振 荡流、风生沿岸流和破浪导致的沿岸流。在这种沙 坝体系中，受到平行岸线前进的螺旋流的控制，沉 积物发生发散与堆积：沉积物堆积形成沙坝，沉积 物发散形成坝间凹槽。在沙坝一坝间凹槽微地貌 中，凹槽主要受沿岸流控制，而沙坝则主要受波浪 振荡流控制。从凹槽中线向坝顶沿岸流减弱、水质 点轨道速度（振荡流）增强。在这样的条件下， 沉积物从凹槽中剥离，向两侧搬运、爬坡形成沙 坝，因此在凹槽中以侵蚀作用为主，粗碎肩集中甚 至形成滞留沉积，沙坝则主要由剥选出来的较细沉 积物沉积而成，最终形成了以侵蚀作用为主的凹槽 和以沉积作用 为主的沙坝。在这种机制中，净输沙 量是沿岸方向的，坝顶处虽然主要受振荡流控制， 但

26、也会受到沿岸流的影响。在现代滨岸沉积的考察 中，这种机制己被证实 （ Greenwood and Mittler， 1984; Greenwood and Osborne, 1991； Schwartz, 2012)，但将这种机制应用到古代沙坝的成因解 释，尚未见报道。 1.1.5沿岸浪生流的改造作用 近岸带由波浪产生的流动在平面上的分布十分 复杂，除了直接由波浪产生的往复运动外，还有 2 种控制水体运动的浪生流系统。它们是：（ 1)裂流 与其伴生的沿岸流共同组成的环流系统，和 （ 2) 向岸的斜射波所产生的沿岸流 （ Komar, 1976)(图 3-A, 3-B)。这 2种浪生流系统通常同

27、时存在。 在波浪破碎之后由于近岸带地形的复杂性，以 图 2沙坝的沿岸螺旋流成因机制示意图（据 Schwartz, 2012) Fig. 2 Schematic diagram of longshore helical flow and formation of longshore bars (after Schwartz, 2012) 及波高沿岸线方向不同而导致岸边增水的不一致性 等原因，会产生波能沿岸线方向的梯度，这就形成 了一种动力，导致了平行岸线方向的水流运动，这 是起补偿作用的沿岸流。水流会在动力较弱的地点 汇集向离岸方向流出，形成裂流，可以穿过破浪带 并常作扇形扩散 （ Komar，

28、 1976)(图 3-A)。 裂流 向离岸方向流失的水量由裂流之间来自破浪带的向 岸方向缓慢的质量输送进行补偿。缓慢的质量输 送、补偿沿岸流与裂流共同构成了近岸带的环流系 统 （ Shepard and Inman, 1951)。裂流与伴随的沿 岸流组成的环流系统能使滨岸带沉积物重新分配， 形成被裂流槽分开的、型式规则的沙坝和相应的尖 角状岸线（ Bowen and Inman， 1969； Komar, 1971)(图 3 -C)。 当波浪斜交岸 线传播，也会产生与岸线几乎平 行的沿岸流，沿着沙坝一沟槽系统流动（图 3- B)。 沿岸流对于滨岸带泥沙输运也起着重要作用。 当斜向波传到近岸带时

29、，裂流及其水道、沙坝就力 图调整到与入射波峰平行排列的方向上，发生沿岸 迁移，形成斜交岸线的沙坝（图 3 - D)。 的范围内，波浪将发生一系列的变化，依次为波浪 遇浅、破浪、重生一破碎、碎浪和冲浪（图 1)。根 据沙坝的破浪成因机制，沙坝形成于沉积物集中的 破浪线与岸线，而在波浪遇浅带、波浪重生带、冲 浪回流带则主要发育滩，在平面上，滩主要以席状 的形式包围于沙坝周围，即坝间和坝外为滩。 波浪在浪基面之上就开始接触水底而发生遇浅 变形，并能起动沉积颗粒。处于中立点以内的颗粒 受到波浪的作用，水底沉积物会受到较强的向岸剪 切力，并向岸运动。在此过程中，沉积颗粒受到剪 切力而形成波痕。该带的沉积

30、物主要是细的粉砂和 砂，并含有粉砂质泥的夹层，发育波痕与浪成沙纹 层理，形成水下沙滩，称为外沙滩。从中立点向岸 线方向搬运的沉积物，将进入破浪带附近形成破浪 沙坝。坝后凹槽中的重生波浪具有类似的特征，也 将形成水下浅滩，称为坝间滩。 在重生破浪带或碎浪带内，由于波能的消耗， 再次形成的破浪或碎浪尺度有所减小，所形成的沙 坝与槽谷的地形起伏较小。另外，波浪重生一破碎 带或碎浪带处于较浅的水深环境，沙坝一槽谷会随 水面的变动而被修饰、夷平，内沙坝（近岸坝） 也可能会由于波浪尺度的变化而发生移动，比处于 C Fig. 3 Nearshore cell circulation system and o

31、blique approaching wave and their modification of longshore bars (after Komar and Inman， 1970 ; Komar, 1976) A 正向波造成的近岸环流系统； B 斜射波造成的近岸环流系统； C一正向波近岸环流系统对沙坝的改造 ; D 斜射波近岸环流系统对沙坝的改造 较深水中的外沙坝（远岸坝）活动性大得多，从 而形成平坦的沙席，演变成水下沙滩（坝间滩）。 在冲浪回流带内既有碎浪或涌浪借惯性力作用 形成的进浪和减速回流，又有湖平面的 升高即风壅 水面高度，水动力作用强且复杂，会对沉积物进行 反复的冲洗。其中

32、，冲流克服摩擦力、重力，将沉 积物向上搬运；回流克服摩擦力，将沉积物向下搬 运。该带内常形成沙滩，尤其是在较平缓带，可以 形成较宽阔的沙滩，称为沿岸滩。 除了滨岸带的滩沙之外，波浪在传播过程中， 遇到水下隆起，波能由于触底而衰减，携带而来的 沉积物将发生沉积，并在波浪的作用下形成波纹， 也具有水下沙滩的特征。在东营凹陷中央隆起区沙 四段（田继军和姜在兴， 2009)、惠民凹陷中央隆 起区沙四段（张鑫和张金亮， 2009)解释出了这 种成因 的滩坝砂体。一般来说，这些隆起相对远离 物源区，也可能形成碳酸盐岩沙滩（朱筱敏等， 1994;杨剑萍等， 2010)。 2 滩砂与坝砂的特征 滩砂与坝砂的特

33、征如表 1所示。其中，坝砂多 表现为与湖岸线斜交或平行的窄条带状砂体，在平 面上包围于滩砂之中，包括沙嘴、沿岸沙坝、堡岛 和障壁岛等。岩性主要为中一细砂岩、粉砂岩，也 有少量的含砾砂岩和泥质粉砂岩。在垂向上多表现 为薄层泥岩与厚层砂岩互层，砂岩层数少但单层厚 度较大（一般大于 2 m)， 砂体横剖面呈双凸型或 底平顶凸透镜状；坝砂顶底既可突变也可渐变；粒 度上多为 反粒序，也可见少量正韵律，或者是先反 后正的复合韵律（冯增昭等， 1994;李秀华等， 2001;姜在兴， 2003)。沉积构造主要有波状层理、 楔状层理、块状层理和平行层理等；层面可见浪成 波痕和剥离线理等（李国斌等， 2008;

34、 Jiang eta/., 2011) 滩相砂体的垂直剖面是砂岩与泥岩的频繁互 层，大的互层中又套次一级的互层，砂层多但厚度 小（一般小于 2 m)， 多为反粒序或粒序不明显， 平行岸线分布，呈较宽缓的条带状或席状（田继 军和姜在兴， 2009)，分布面积较大。岩性以粉砂 岩、粉细砂岩和细砂岩为主，少量泥质粉砂岩。沉 积构造主要有波状一微波状层理、波状复合层理、 冲洗交错层理、透镜状层理和浪成沙纹层理等；主 要层面构造有浪成波痕、干涉波痕、修饰波痕和微 波痕（李国斌等， 2008; Jiang etaZ.， 2011)。 表现在地球物理方面，坝相砂体的测井曲线形 态多为箱型、带齿的箱型、漏斗型

35、，异常幅度比较 尚；而滩相多为 ft幅度的指型（燕兴荣等， 2006; 蒋 解梅等， 2007; Deng et aZ.， 2011; Jiang et /， 2011, 2014)。 滩坝砂体在地层倾角矢量图上呈乱 模式，反映了受多方向水流作用的沉积特点（刘 寅， 2009)。滩坝所对应的地震波形特征常显示 为：滩相层多为一振幅弱、主频相对较高的复合 波，呈席状强反射，而坝相层则表现为一振幅相对 较强、频率相对较低的单波（田崇鲁等， 1986)， 可显示为丘形反射，但较小的沙坝可能只有小幅度 同轴弯曲、振幅异常或无显示（ 刘寅， 2009)。 3 滩坝的分类 滩坝的分类方案依据较多，可以依据

36、滩坝的组 成成分、分布位置、物源条件以及滩坝形成的水动 力条件等进行分类（朱筱敏等， 1994)。例如，陈 世悦等（ 2000)根据滩坝组成成分将其分为砂质 滩坝和生物碎肩滩坝，类似地，邬金华等 （ 1998) 把滩坝划分为陆源碎肩滩坝和碳酸盐岩滩坝。 表 1滩砂和坝砂的区别 （ 据田继军和姜在兴， 2009,有修改 ） Table 1 Differences between beach sand and bar sand (modified from Tian and Jiang, 2009) 识别标志 滩砂 坝砂 单砂体厚度 单层厚度较小，厚度一般小于 2 m 单组坝砂厚度较大 ，一 般大

37、于 2 m 展布面积 典型层理 测井曲线特征 一般平行岸线分布，呈较宽的席状，分布面积大，坝间、坝外为滩 波状复合层理、浪成沙纹层理、透镜状层理、波痕，若发育在冲浪 回流带内可发育冲洗交错层理 中高幅较薄指型、尖刀状 坝砂多呈长条状，平行或斜交岸线分布 平行层理、槽状、板状交错层理、浪成沙纹层理、波痕 中高幅漏斗型 地震反射特征 振幅弱、主频相对较高的复合波，呈席状强反射 振幅相对较强、频率相对较低的单波 植物化石 植物碎片发育，炭屑可成层分布 植物化石少 3. 1按照组成成分的分类 3.1.1碳酸盐岩滩坝 1974 年 ， Williamson 和 Picard 在对 Uinta 盆地 Gr

38、een River组进行研宄时分辨出一个沙坝（壳灰 岩或鮞粒）湖岸和受其保护的潟湖沉积环境，首 先提出了湖相碳酸盐岩滩坝沉积。碳酸盐岩滩坝主 要受气候、物源区岩性、入湖河流及湖泊水动力条 件等所控制，多形成于气候温暖潮湿、湖水清澈、 物源区为碳酸盐岩、陆源碎屑匮乏的比较安静的滨 岸环境中（常德双等， 2004)，在盆地的缓坡地 带、水下隆起处更易形成（谢天阇， 1989;薛叔 浩， 2002)。碳酸盐岩滩坝多以潟湖泥为沉积基 底，少部分为砂质滩坝（邬金华等，1998)，主要 由粒肩灰岩和生物碎肩灰岩组成。前者主要为内碎 肩和鮞粒，后者主要为藻屑、介形虫化石和螺壳灰 山 石。 粒肩灰岩滩坝通常由

39、亮晶鮞粒灰岩、亮晶生物 碎屑灰岩、藻丘灰岩、亮晶内碎肩灰岩或白云岩组 成 （ JansonefaZ.， 2007)。例如，中国四川盆地东 北部地区飞仙关组中普遍发育鮞粒滩和坝，岩性主 要为売晶生肩鮞粒、見晶鮞粒灰岩及含烁肩鮞粒灰 岩（杨雨等， 2002);碳酸盐岩滩坝在渤海湾盆地 古近系的湖相沉积中也广泛存在 （ 周自立和杜韫 华， 1986;郑清和信荃麟， 1987;秦云龙， 1988; 杜韫华， 1990;王冠民等， 2002)。王英华等 (1993) 在中国湖相碳酸盐岩一书中，对湖相 碳酸盐岩滩坝的沉积做了从成因到岩石微观分析的 研宄。 生物碎肩滩坝多形成在有利于生物的大量繁殖 和碳酸盐

40、岩形成的条件下，往往是气候潮湿、陆源 碎屑供应严重缺乏、水体加深或水体清澈的环境。 当大量的生物碎屑堆积与碳酸盐岩沉积在一 起，可 形成生物碎肩滩坝（陈世悦等， 2000)，其中生物 含量大于50% (郑清和信荃麟， 1987)。朱筱敏等 (1994) 对断陷湖盆生物碎屑滩的岩性、古生物、 电性、地震反射以及平面展布等各方面的沉积特征 做了详细的描述，并建立了相应的沉积模式。 3.1.2陆源碎肩滩坝 根据沉积物粒度的不同，陆源碎肩滩坝可以分 为砂质滩坝与砾质滩坝。陆相湖泊多以陆源碎屑沙 泥沉积为主，这些陆源碎肩物质，如（扇）三角 洲等近岸浅水砂体、基岩等（杨勇强等， 2011)， 为砂质滩坝的

41、形成提供了物质基础。经由波浪和沿 岸流的筛选，在水动力、古地貌条件的控制下形成 砂质滩坝。砂质滩坝非常普遍，可发育于滨岸带、 水下隆起区和潜山周缘等。如在世界各地的沿海地 区，发育大量的砂质滩坝 （ Tamura， 2012)，并可 能形成优质沙滩（如澳大利亚黄金海岸、中国北 戴河等 ）； 内陆湖泊如鄱阳湖、青海湖 （ 宋春晖 等， 1999)等也发育有典型的砂质滩坝，具有重 要的科研价值。在古代沉积中砂质滩坝也广泛存 在，并可能形成潜力巨大的油气藏。例如在中国的 渤海湾盆地，其中东营凹陷沙四段 （ Jiang efd.， 2011， 2014;王永诗等， 2012)、车镇凹陷沙二段 (邓宏文

42、等， 2008; Deng etd.， 2011)、沾化凹陷 沙二段（赵宁等， 2010)、惠民凹陷（张鑫和张金 亮， 2009;田继军和姜在兴， 2012)、板桥凹陷 (周丽清等， 1998)等均发现了典型的砂质滩坝油 气藏。近年来，在中国西部准噶尔盆地车排子地 区，也发现了典型的滩坝砂油气藏（向奎等， 2008;赵东娜等，2014)。 在岸线附近，可能发育以砾石为主的滩坝。砾 质滩坝相对砂质滩坝比较少见，分布比较局限，其 发育需要 3个重要条件：充足的物源供应、较强而 持续的水动力条件和比较平缓的有利古地形。砾质 滩坝的岩性为砾岩、含砾砂岩等。砾石往往大小混 杂堆积，分选较差，但磨圆度较高

43、（杨勇强等， 2011)。在中国的海南岛三亚湾地区以及周围地区 普遍发育一种海岸海滩，多分布在珊瑚岛礁和基岩 后的波浪影响区或者珊瑚礁平台旁侧及后侧，这里 水动力条件强、波浪作用持久，有利于砾质滩坝发 育，多为砂和砾石滩混杂堆积，分选差但磨圆度高 (毛龙江等， 2006)，是比较典型的砾质滩坝沉积 地区。青海湖南北岸也发育典型的砾质滩（宋春 晖等， 1999)。古代沉积如渤海湾盆地东营凹陷博 兴洼陷沙四段时期，在南部古岸线附近也识别出了 典型的碌质滩琐 （ Jiang ef aL， 2011)。 3.2按照发育位置的分类 依据滩坝发育的地理位置，李秀华等 （ 2001) 划分为靠近湖岸边的近岸

44、滩坝和断鼻构造侧翼或倾 没部位的远岸滩坝。朱筱敏等 （ 1994)根据物源供 给条件、分布地理位置以及滩坝形成的水动力因素， 把陆相湖盆滩坝分成 4种类型，即湖岸线拐弯处滩坝 (图 4 - A)、水下古隆起处滩坝（图 4 - B)、三角洲侧 缘滩坝（图 4-C)和开阔浅湖滩坝（图 4-D)， 并对 上述4种类型滩坝的沉积特征、形成条件和沉积模式 进行了总结分析。李丕龙（ 2003)、杨勇强等 (2011)、田继军和姜在兴 （ 2012)根据滩坝的平面位 置、距湖岸线的远近以及成因特征将滩坝分为沿岸滩 坝、近岸滩琐和远岸滩坝。由于古潜山周缘地区可能 遭受波浪的冲刷和剥蚀，因此古潜山周缘也可能发育

45、 滩坝沉积（赵宁等， 2010)。这些研宄成果对滩坝勘 探起到了很好的指导作用。 4 滩坝的沉积模式 针对中国陆相湖泊滩坝砂沉积特点，许多学者 从不同角度总结出多种沉积模式。依据陆相断陷盆 地不同演化阶段，马立祥等 （ 2009)分成了断一 拗期碟形洼陷碎屑岩滩坝相、断一拗期双断对称中 隆型洼陷滩坝相、断陷期单断非对称式水下中隆型 洼陷滩坝相 3种分布模式。物源类型、物源供应强 度及水动力条件对滩坝的形成有重要的影响（李 国斌等， 2008)。依据物源类型的不同，杨勇强等 (2011)建立了基岩一滩坝、扇三角洲一滩坝、正 常三角洲一滩坝以及碳酸盐岩滩坝 4种沉积模式。 根据湖浪水动力强弱条件，

46、李安夏等 （ 2010)建 立了正常波浪水动力条件和间歇性波浪条件下滩坝 沉积模式。根据滨浅湖地区的地貌特征、水动 力条 件等因素差异，操应长等 （ 2009)以东营凹陷博 兴洼陷为研宄对象，将滨浅湖地区滩和坝 2种沉积 作用在空间上分为 3种组合关系，即滩坝共生、有 滩无坝和有坝无滩。在滨浅湖环境中，开阔滨浅湖 滩坝砂目前研宄较多，先后在车镇凹陷、板桥凹 陷、东营凹陷等建立了针对具体研宄区的滨浅湖砂 质滩坝相沉积模式（周丽清等， 1998;赵宁和邓 宏文， 2010; Jiang eta/.， 2011， 2014)。 针对滩坝砂体内部微相的划分，目前的方案主 要是依据滩、坝内外缘沉积特征的

47、差异性。例如， 曾发富等 （ 1998)首先将滩 坝砂体单独划分开， 将坝砂体划分为坝主体、坝侧缘和坝间微相，将滩 砂分为滩主体、滩侧缘及滩间，共 6种微相类型， 在垂向上从下向上依次划分为坝间（滩间 ） 一坝侧 缘 （ 滩侧缘 ） _坝主体（滩主体）一坝侧缘（滩侧 缘）一坝间（滩间 ）复合沉积序列。类似地，操应 长等 （ 2009)、郭建卿等 （ 2011)也将滩坝砂体单 独划分开，进一步将坝砂体划分为坝主体和坝边缘 微相，将滩砂分为滩席（滩脊间）及滩脊，共 4 种微相类型。另外，对于区分滩砂与坝砂困难的情 况，陈世悦等 （ 2000)、刘为付等（ 2000)划分为 坝前、滩坝外侧缘、 滩坝

48、主体、滩坝内侧缘及坝后 5种微相类型。 图 4断陷湖盆滩坝沉积模式 （ 据朱筱敏等， 1994) Fig. 4 Beach - bar depositional model of faulted lacustrine basin (after Zhu et al., 1994) A 湖岸线拐弯处发育的滩坝； B 水下古隆起处发育的滩坝； C一三扣洲侧缘发育的滩坝； U 开阔浅湖发育的滩坝 5 滩坝发育的控制因素 滩坝相的发育很广泛，总结滩坝发育的控制因 素，对深入研宄其成因、指导滩坝油气藏的勘探开 发具有重要意义。滩坝的发育受到多重因素的控 制，包括构造、古地貌、沉积水动力条件、古水深 和物源等（邓宏文等， 2008;李国斌等， 2008;马 立祥等， 2009; Jiang etaL， 2011;王延章， 2011; 王延章等，