吳勝和 岳大力 馮文杰 張佳佳 徐振華

1 中國(guó)石油大學(xué)(北京)地球科學(xué)學(xué)院，北京 102249 2 長(zhǎng)江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，湖北武漢 430100

沉積構(gòu)型研究屬于小尺度古地理與沉積學(xué)研究的范疇，迄今已有40多年的發(fā)展歷史，從最初的河流相沉積構(gòu)型研究擴(kuò)展到了沖積扇、三角洲、海底扇等沉積類型(Allen，1977;Miall，1985;薛培華，1991;Wynnetal.， 2007;岳大力等，2007;Clarkeetal.， 2010;Edmonds and Slingerland，2010;Prélatetal.， 2010;吳勝和等，2016;馮文杰等，2017a;胡光義等，2019;徐振華等，2019;張佳佳和吳勝和，2019)，取得了豐富的研究成果，并在油氣開發(fā)領(lǐng)域取得了重大的應(yīng)用效果。近10年來，國(guó)內(nèi)外沉積構(gòu)型研究從之前的以精細(xì)表征為主擴(kuò)展到成因機(jī)制分析，并取得了長(zhǎng)足的進(jìn)展。作者擬從同生逆斷層控制的沖積扇、可容空間影響下的曲流河點(diǎn)壩、淺水緩坡背景下的三角洲指狀砂壩以及大陸斜坡微盆地背景下的重力流沉積等方面介紹相關(guān)研究進(jìn)展。這些研究在傳統(tǒng)沉積學(xué)研究的基礎(chǔ)上，進(jìn)一步揭示了小尺度下的構(gòu)型差異分布樣式與沉積演化規(guī)律，強(qiáng)調(diào)了復(fù)雜構(gòu)造條件及沉積環(huán)境對(duì)沉積構(gòu)型發(fā)育模式的控制作用，體現(xiàn)了復(fù)雜的構(gòu)造-沉積耦合作用過程，對(duì)促進(jìn)小尺度古地理與沉積學(xué)研究、指導(dǎo)復(fù)雜地質(zhì)條件下的油氣精細(xì)勘探與開發(fā)具有重要的理論和實(shí)際意義。

1 同生逆斷裂控制的沖積扇構(gòu)型

沖積扇發(fā)育于盆地邊緣，而盆地邊緣又是構(gòu)造活動(dòng)最為活躍的地帶。盆地邊緣的同生斷裂導(dǎo)致其所在區(qū)域內(nèi)的地形地貌發(fā)生事件性的改變，并引起區(qū)內(nèi)可容空間及沉積體系格局的局部變化。沖積扇沉積過程會(huì)受到同生斷裂的影響而具有復(fù)雜的沉積過程和有別于構(gòu)造穩(wěn)定條件下的沖積扇構(gòu)型模式。拉張盆地邊緣同生正斷裂對(duì)沖積扇的控制作用研究由來已久，而近年來，擠壓盆地邊緣同生逆斷裂對(duì)沖積扇構(gòu)型的控制作用研究取得了較大的進(jìn)展。

1.1 同生逆斷裂組合樣式對(duì)沖積扇構(gòu)型的控制作用

同生逆斷裂發(fā)育于擠壓盆地邊緣。在強(qiáng)烈和持續(xù)的擠壓作用下，擠壓盆地邊緣往往先后發(fā)育多條平行于盆地邊緣的逆斷層組。根據(jù)新斷層發(fā)育位置(向盆地方向或向盆外方向)的差異可分為前展式或后展式2種類型，如準(zhǔn)噶爾盆地西北緣同生逆斷裂為后展式逆斷裂組合，而南天山南緣則發(fā)育前展式逆斷裂組合。這2種斷裂組合是擠壓盆地邊緣的大型斷裂的2種基本組合樣式。在逆斷裂發(fā)育過程中，每條大型斷裂所轄的斷塊內(nèi)往往會(huì)發(fā)育一系列的附屬斷裂，包括次級(jí)的逆斷裂、正斷裂及平移斷裂。次級(jí)斷裂受控于區(qū)域和局域構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)的控制，可形成多種復(fù)雜的斷裂樣式。據(jù)研究，在準(zhǔn)噶爾盆地西北緣，盆地邊界斷裂為克—烏大斷裂，為一區(qū)域性同生逆斷裂，其附屬斷裂包括大侏羅溝斷裂(右行平移斷裂)、花園溝斷裂(逆斷裂)等次級(jí)斷裂。在這些復(fù)雜的構(gòu)造應(yīng)力作用下，形成了正梳狀、反梳狀和交叉狀共3種斷層組合樣式(印森林，2014;吳勝和等，2016;印森林等，2016a)。

在正梳狀斷層組合樣式下，斷層的走滑活動(dòng)導(dǎo)致物源區(qū)不斷剝蝕后退，扇體呈退積薄層條帶狀順源疊置(圖 1-A，1-D)。多條平行斷層幕式活動(dòng)，為沖積扇的初始形成提供了地形坡度。這些都直接導(dǎo)致了沖積扇的垂向砂礫巖體厚度小，平面呈快速退積式的特點(diǎn)，形成了退積式?jīng)_積扇樣式。在反梳狀斷層組合樣式下，右旋走滑斷裂走滑活動(dòng)會(huì)影響物源出口位置，扇體呈側(cè)向遷移疊置型；多期次不同級(jí)次的幕式擠壓抬升，造成了砂礫巖體的復(fù)雜疊置關(guān)系(圖 1-B，1-E)。走滑斷裂的活動(dòng)改變了物源的方向，使得扇體呈側(cè)向遷移疊置型樣式。交叉狀同生逆斷裂組合則導(dǎo)致扇體在一個(gè)穩(wěn)定的出山口外發(fā)生持續(xù)沉積，形成輻射狀扇體遷移和疊置(圖 1-C，1-F)。與準(zhǔn)噶爾盆地西北緣三疊紀(jì)斷層組合不同，發(fā)育于二疊紀(jì)的斷層組合為前展式，前展式斷層強(qiáng)烈活動(dòng)導(dǎo)致斷層坡度、斷距極大，多期次斷裂強(qiáng)烈活動(dòng)導(dǎo)致扇體呈前展式疊置。

A—正梳狀同生逆斷層與同生平移斷層控制的沖積扇分布模式;B—反梳狀同生逆斷層與同生平移斷層控制的沖積扇分布模式;C—交叉狀同生逆斷層控制的沖積扇分布模式;D—正梳狀同生逆斷層與同生平移斷層控制的沖積扇平面分布樣式;E—反梳狀同生逆斷層與同生平移斷層控制的沖積扇平面分布樣式;F—交叉狀同生 逆斷層控制的沖積扇平面分布樣式圖 1 同沉積逆斷層組合控制下沖積扇的形成過程 與疊置樣式(據(jù)印森林等，2016a；有修改)Fig.1 Formation process and stacking patterns of alluvial fans controlled by different combinations of contemporaneous reverse faults(modified from Yin et al.， 2016a)

1.2 同生逆斷裂活動(dòng)強(qiáng)度對(duì)沖積扇構(gòu)型的控制作用

同生逆斷裂的活動(dòng)強(qiáng)度直接影響斷裂兩盤可容空間大小、分布及演變規(guī)律。在準(zhǔn)噶爾盆地西北緣，克—烏大斷裂的活動(dòng)強(qiáng)度自白堿灘至紅山嘴逐步減小，導(dǎo)致三疊系克拉瑪依組沖積扇規(guī)模自白堿灘向紅山嘴逐步減小(蔚遠(yuǎn)江等，2004，2005;印森林等，2016a)。這表明，同生逆斷層的活動(dòng)強(qiáng)度控制了沖積扇上游物源供給及水動(dòng)力特征的差異性，強(qiáng)烈的擠壓作用導(dǎo)致地形隆升，使得其內(nèi)部水系坡度增加并大于非擠壓活動(dòng)區(qū)域，因而其水動(dòng)力較強(qiáng)、沉積物搬運(yùn)能力和輸運(yùn)距離都有所增加，這些有可能進(jìn)一步控制這些扇體內(nèi)部構(gòu)型呈現(xiàn)一定的差異性(吳勝和等，2016)。根據(jù)Clarke 等(2010)和Feng 等(2019)進(jìn)行的水槽實(shí)驗(yàn)研究，沖積扇沉積過程中可劃分為3個(gè)明顯的階段，分別為片流主控、非限制性河道主控及限制性河道主控3個(gè)階段。不同水動(dòng)力條件下，沖積扇的階段性演變存在明顯的差異性： 水動(dòng)力越強(qiáng)，片流主控階段持續(xù)時(shí)間越短、限制性河道主控階段持續(xù)時(shí)間越長(zhǎng)(Clarkeetal.， 2010)。因此，在不同的斷層活動(dòng)強(qiáng)度下，水動(dòng)力與沉積物供給量的差異可導(dǎo)致沖積扇的三階段沉積呈現(xiàn)明顯差異性，并導(dǎo)致構(gòu)型模式的差異性： 水動(dòng)力越強(qiáng)，則片流砂礫巖體發(fā)育程度越低、扇體表面多分支小河道發(fā)育程度越高(Clarkeetal.， 2010;Fengetal.， 2019)。

1.3 同生逆斷裂正牽引構(gòu)造對(duì)沖積扇構(gòu)型的控制作用

在強(qiáng)烈的擠壓作用下，同生逆斷裂上盤往往發(fā)育次級(jí)構(gòu)造要素——正牽引構(gòu)造和斷坡(印森林等，2016b)。正牽引構(gòu)造是在上盤靠近斷層部位形成的凸起構(gòu)造，斷坡則受到斷層產(chǎn)狀與斷距的控制(印森林，2014)。

同生逆斷裂正牽引構(gòu)造發(fā)育于逆斷裂上盤，其凸起幅度與構(gòu)造擠壓強(qiáng)度具有正相關(guān)關(guān)系(夏欽禹等，2018)。根據(jù)擠壓強(qiáng)度的差異，可形成數(shù)十米、十?dāng)?shù)米、數(shù)米級(jí)凸起構(gòu)造。數(shù)十米級(jí)的正牽引構(gòu)造形成于強(qiáng)烈擠壓事件，可導(dǎo)致逆斷層上盤形成小型背馱盆地(piggyback basin)，引起沉積物在局限環(huán)境下的快速沉積(馮文杰等，2017a)，形成一種特殊的沖積扇。背馱盆地發(fā)育十分廣泛，在塔里木盆地、準(zhǔn)噶爾盆地、秦嶺晚古生代弧前盆地、華北北部等盆地或地區(qū)均有所發(fā)現(xiàn)(葛肖虹等，1997;和政軍等，1999;王宗起和閆臻，2002;張進(jìn)等，2005;朱晨濤，2017)。十?dāng)?shù)米級(jí)的正牽引構(gòu)造可阻擋上游來水，導(dǎo)致水流從正牽引構(gòu)造周緣繞流(Nichols，1989)；數(shù)米級(jí)正牽引構(gòu)造形成于在擠壓強(qiáng)度較弱且斷裂活動(dòng)較為頻繁的情況下，同生逆斷裂附屬的正牽引構(gòu)造可導(dǎo)致上盤區(qū)域發(fā)生一定程度的隆升，造成逆斷層上盤沉積區(qū)可容空間減小、沉積物減薄或地層局部缺失現(xiàn)象(印森林等，2014)。

正牽引對(duì)沖積扇儲(chǔ)集層內(nèi)部構(gòu)型的控制有以下關(guān)鍵2點(diǎn): (1)控制了其發(fā)育部位的有效可容空間，抬升隆起導(dǎo)致正牽引部位整體可容空間不斷降低，而其側(cè)翼的可容空間在不斷增加，當(dāng)沉積物供給充足時(shí)，如洪水期，古地形的高部位(正牽引發(fā)育部位)沉積了薄層細(xì)粒沉積物，而低部位則(正牽引側(cè)翼)沉積厚層粗粒砂礫巖體；在沉積物供給不充分時(shí)，如平水期，則呈現(xiàn)饑餓性沉積，甚至導(dǎo)致地層的剝蝕(印森林等，2016b，2017)。(2)扇體由多個(gè)朵體多期次疊加形成，其隆起的沉積底形改變了古水流方向及朵體的空間分布，進(jìn)而改變了沖積扇儲(chǔ)集層內(nèi)部構(gòu)型單元的分布，即在沖積扇輻向距扇根距離相等的位置，本應(yīng)具有相同的構(gòu)型要素，但正牽引的發(fā)育卻改變了這種常見模式，輻向距扇根距離相等的位置發(fā)育了不同的構(gòu)型要素類型。隆起的兩翼為古水流卸載沉積物的重要場(chǎng)所，發(fā)育了槽流砂礫巖體、片流砂礫巖體、辮流水道砂體等主力儲(chǔ)層構(gòu)型單元，而隆起核部則以水流漫溢的沉積形式為主(印森林等，2016b，2017)。

馮文杰等(2017a)開展了以準(zhǔn)噶爾盆地西北緣逆沖斷裂帶為原型進(jìn)行的水槽實(shí)驗(yàn)研究，結(jié)果顯示，當(dāng)正牽引構(gòu)造阻擋水流后，沖積扇表面可形成獨(dú)特的水流樣式和沉積特征(圖 2)。攜帶大量沉積物的碎屑流沖出供水槽后很快受到正牽引構(gòu)造的阻擋，大量的粗粒沉積物快速卸載在正牽引構(gòu)造的迎水面，形成1個(gè)砂礫壩，同時(shí)水流被分成2股分支水流。由于較粗粒的沉積物快速在迎水面卸載，砂礫壩迎著水流逐步向物源方向生長(zhǎng)，形成逆向(生長(zhǎng))砂礫壩(馮文杰，2017)。分支水流繞過正牽引構(gòu)造后形成2個(gè)新的次級(jí)物源，在次級(jí)物源持續(xù)供給下，形成2個(gè)由多期碎屑流朵體復(fù)合而成的次級(jí)扇。受控于正牽引構(gòu)造的阻擋，沖積扇表面不同位置的沉積物卸載過程差異較大，相較于正常沖積扇沉積體，砂礫壩沉積物偏粗、分選更差，而次級(jí)扇沉積物粒度偏細(xì)、分選更好；正牽引構(gòu)造凸起幅度高低也會(huì)影響沖積扇沉積構(gòu)型，凸起幅度越高，正牽引構(gòu)造對(duì)水流的阻擋作用越強(qiáng)、越持久，逆向砂礫壩和次級(jí)扇的規(guī)模越大、空間結(jié)構(gòu)也越復(fù)雜(圖 3；馮文杰等，2017a)。正牽引構(gòu)造完全被沉積物覆蓋后，扇面沉積特征與一般沖積扇無異(馮文杰，2017)。受控于正牽引構(gòu)造的沖積扇與一般沖積扇的內(nèi)部構(gòu)型存在較大差異，在順物源方向上前者依次發(fā)育碎屑流朵體、逆向砂礫壩及次級(jí)扇，而后者則整體以碎屑流朵體為主；在由近端至遠(yuǎn)端的切物源剖面上，前者依次為碎屑流朵體主控、逆向砂礫壩主控及次級(jí)扇主控(圖3)，而后者則均以碎屑流朵體主控為主。

A—正牽引凸起幅度: 2.5icm；B—正牽引凸起幅度: 5.0icm；C—正牽引凸起幅度: 7.5icm；D—正牽引凸起幅度: 10.0icm圖 2 不同幅度正牽引凸起控制的沖積扇內(nèi)部次級(jí)扇的形成過程(據(jù)馮文杰等，2017a)Fig.2 Deposition processes controlled by normal drag convex with different height(after Feng et al.， 2017a)

圖 3 同生逆斷層正牽引凸起控制的沖積扇沉積構(gòu)型模式(據(jù)馮文杰等，2017a)Fig.3 Sedimentary architecture model of alluvial fan controlled by normal drag convex(after Feng et al.， 2017a)

1.4 同生逆斷裂斷坡對(duì)沖積扇的控制作用

沖積扇地下構(gòu)型解剖以及現(xiàn)代沉積考察的研究表明，沖積扇的發(fā)育依賴于盆地邊緣源區(qū)與沉積區(qū)的地形差，即盆山耦合處斷坡要素產(chǎn)生的高程差。因此，斷坡是沖積扇形成的必要條件，沒有斷坡形成的地形高差就不能發(fā)育沖積扇(印森林，2014)。在物源與氣候變化不大的條件下，斷坡產(chǎn)生的地形差異控制了沖積扇形成過程；多級(jí)斷坡的不同組合樣式導(dǎo)致不同沖積扇的片流帶及辮流帶差異明顯，其控制了不同相帶內(nèi)部構(gòu)型要素的類型及其疊置關(guān)系；單一斷坡坡度大小控制了不同相帶的砂礫巖體規(guī)模，其與扇體面積、不同相帶的輻向長(zhǎng)度存在較好的指數(shù)關(guān)系(印森林，2014)。

2 可容空間影響下的曲流河點(diǎn)壩構(gòu)型

河流相構(gòu)型是沉積構(gòu)型研究最早的領(lǐng)域。1977年Allen即以辮狀河為例第1次提出構(gòu)型要素的概念，隨后Miall(1985，1988)以河流相為例進(jìn)行構(gòu)型界面劃分及構(gòu)型模式研究。河流相沉積構(gòu)型是所有沉積類型中構(gòu)型研究最成熟的領(lǐng)域。近年來，在曲流河點(diǎn)壩類型及分布樣式方面又有新的進(jìn)展。

2.1 順流遷移型點(diǎn)壩構(gòu)型

曲流河點(diǎn)壩是重要的河流沉積構(gòu)型要素。根據(jù)曲流河道遷移方式，可將曲流河點(diǎn)壩劃分為4種基本類型： 側(cè)向遷移型(expansion)、旋轉(zhuǎn)式側(cè)向遷移型(expansion and rotation)、順流遷移型(downstream migration)、旋轉(zhuǎn)式順流遷移型(downstream migration and rotation)(圖 4)(Ghinassi and Ielpi，2015;Ghinassietal.， 2016;Yanetal.， 2017)。側(cè)向遷移與旋轉(zhuǎn)式側(cè)向遷移型點(diǎn)壩多發(fā)育在地形平坦的平原地帶，在自然界中分布更為廣泛，針對(duì)此種類型的點(diǎn)壩研究更早、也更成熟(Daniel，1971;Leeder 1973;Brice，1974;Jackson，1976;Lorenzetal.， 1985;薛培華，1991;馬世忠和楊清彥，2000;岳大力等，2007，2018;吳勝和等，2008;周銀邦等，2009;Yueetal.， 2019)。

近些年，順流遷移型(包括旋轉(zhuǎn)式順流遷移型)點(diǎn)壩研究取得較大進(jìn)展。與經(jīng)典的側(cè)向遷移型點(diǎn)壩相比，順流遷移型點(diǎn)壩主要表現(xiàn)為蛇曲頂部平行于河道帶軸部向下游遷移，水道彎曲度和波長(zhǎng)沒有明顯的變化(圖 4-C)。順流遷移型點(diǎn)壩砂體在河道凸岸向下游不斷增生，平面上多呈條帶狀。順流遷移型點(diǎn)壩的形成與河流側(cè)向侵蝕作用被抑制有關(guān)，主要發(fā)育在可容空間較小的條件下，河道兩側(cè)通常受到地貌(例如峽谷)或構(gòu)造(例如短軸盆地)的限制(Ghinassietal.， 2016)。在峽谷水道的低位期，可容空間較小，受兩側(cè)峽谷壁的限制，河流主要發(fā)生順峽谷遷移，對(duì)前期沉積進(jìn)行侵蝕改造，不發(fā)育或很少發(fā)育泛濫平原沉積；隨著加積作用的進(jìn)行，峽谷壁的限制性減弱，河流優(yōu)先發(fā)生側(cè)向遷移，當(dāng)水道遷移至早期的廢棄水道部位時(shí)，側(cè)向遷移受到抑制，河流逐漸轉(zhuǎn)為順流遷移，此時(shí)常見旋轉(zhuǎn)式順流遷移型點(diǎn)壩；而在峽谷水道的海侵—高位期，可容空間明顯增大，河流可發(fā)生自由的側(cè)向遷移(Ghinassietal.， 2016)。

A—鄰近意大利Imola的Santerno河(44°20′45.16″N， 11°43′17.32″E)；B—側(cè)向遷移型點(diǎn)壩(美國(guó)蒙大拿州Powder河，45°19′30″N，105°32′40″W)；C—順流遷移型點(diǎn)壩(阿根廷Chubut河， 43°50′19.71″S，67°54′41.18″W)；D—旋轉(zhuǎn)順流遷移型點(diǎn)壩(阿根廷Rio Negro河 40°13′30.90″S，64°7′50.84″W)；E—順流遷移型點(diǎn)壩與逆流加積的沉積物(美國(guó)阿拉斯加Koyukuk河，65°0′50.01″N，157°29′50.61″W)； F—順流遷移型點(diǎn)壩與反向壩沉積物(加拿大Beaver河，54°16′48.67″N，110°5′34.01″W)圖 4 典型的曲流河點(diǎn)壩平面演變模式(據(jù)Ghinassi and Ielpi，2015)Fig.4 Plan view evolution pattern of typical meandering fluvial point bars(after Ghinassi and Ielpi，2015)

圖 5 不同類型曲流河點(diǎn)壩的剖面與平面模式 (據(jù)Ghinassi et al.， 2016)Fig.5 Cross-sectional and map-view patterns for different types of meandering fluvial point bar(after Ghinassi et al.， 2016)

受河流順流遷移過程的影響，上游壩沉積物(upstream-bar deposits)通常發(fā)生侵蝕，而下游壩沉積物(downstream-bar deposits)容易保存，整體上形成順流方向傾斜的點(diǎn)壩砂體(圖 5-B)，這與經(jīng)典的側(cè)向遷移型點(diǎn)壩(圖 5-A)明顯不同。上游壩主要發(fā)育較粗粒的沉積物，垂向上韻律不明顯或呈現(xiàn)一定的反韻律特征；由上游壩到下游壩沉積物粒度逐漸變細(xì)，且在垂向上表現(xiàn)為向上變細(xì)的正韻律特征。在點(diǎn)壩的下游部位容易發(fā)生水流分離現(xiàn)象(channel-flow separation)，形成局部較強(qiáng)的反向渦流，可在河岸侵蝕點(diǎn)形成較深的沖刷坑，從而發(fā)育特殊類型的壩尾(bar-tail)沉積物，包括反向壩沉積物(counter-point bar deposits；圖 4-E)和渦流加積沉積物(eddy-accretion deposits；圖 4-F)(Smithetal.， 2009；Ghinassi and Ielpi，2015;Ghinassietal.， 2016;Yanetal.， 2017)。反向壩沉積物主要形成于較低的河岸侵蝕角度(10°～40°)，以細(xì)粒沉積物和上凹的地層樣式為特征(圖 5-C)；而渦流加積沉積物主要形成于較大的河岸侵蝕角度(40°～140°)，發(fā)育粗粒沉積物，并下切相鄰的點(diǎn)壩沉積物(圖 5-D)。隨著河道的不斷順流遷移，在河道帶的兩側(cè)邊緣逐漸形成以壩尾沉積物充填為主的延長(zhǎng)型溝道(Ghinassietal.， 2016)。

2.2 曲流河點(diǎn)壩復(fù)合樣式

3 淺水緩坡背景下三角洲指狀砂壩構(gòu)型

不同的沉積背景(供給類型、盆地水體能量、盆地水體深度等)可形成不同的三角洲類型。根據(jù)河流、波浪、潮汐作用的相對(duì)關(guān)系可將三角洲劃分為河控、浪控及潮控三角洲(Galloway，1975)；根據(jù)三角洲供源體系可將三角洲劃分為正常三角洲、辮狀河三角洲及扇三角洲(Mcphersonetal.， 1987;薛良清和Galloway，1991;朱筱敏等，2013)；根據(jù)不同盆地水深及坡度條件可將三角洲劃分為深水型與淺水型三角洲(Fisketal.， 1953;Donaldon，1974)；綜合供源體系和盆地深度范圍可將三角洲劃分為8種淺水三角洲和4種深水三角洲(Postma，1990;鄒才能等，2008)。

在研究河控三角洲河口壩時(shí)，人們總是以現(xiàn)代密西西比鳥足狀三角洲為例。其每個(gè)“鳥足”呈指狀延伸，并由分流河道、河口壩及其上披覆天然堤砂體組成，因而將其稱為指狀砂壩(bar finger)。通常，這類指狀砂壩被認(rèn)為是河控深水三角洲的典型特征，而在淺水中，三角洲則以席狀砂壩發(fā)育為特征(如近代密西西比三角洲)(Fisketal.， 1953)。實(shí)際上，在淺水三角洲中，亦可發(fā)育指狀砂壩(Donaldson，1974)。近年來，這類指狀砂壩的形成機(jī)制及構(gòu)型模式研究取得了較大的進(jìn)展(Edmonds and Slingerland，2010;Caldwell and Edmonds，2014;Burpeeetal.， 2015;Tejedoretal.， 2016;徐振華等，2019)。

3.1 淺水三角洲指狀砂壩構(gòu)型特征

分流河道會(huì)強(qiáng)烈改造河口壩，導(dǎo)致指狀形態(tài)的砂體主要由分流河道和天然堤組成(Bhattacharya and Walker，1992;張昌民等，2010;朱筱敏等，2012，2013)，也有學(xué)者認(rèn)為部分河口壩會(huì)以殘留壩的形式分布在分流河道兩側(cè)(馮文杰等，2017b;張莉等，2017)。通過對(duì)贛江淺水三角洲指狀砂壩現(xiàn)代沉積與渤海油田明化鎮(zhèn)組淺水三角洲指狀砂壩沉積進(jìn)行系統(tǒng)的研究，發(fā)現(xiàn)分流河道會(huì)對(duì)河口壩進(jìn)行一定的改造，并形成點(diǎn)壩沉積(偶見心灘)，在分流河道兩側(cè)形成披覆于河口壩之上的天然堤沉積，但河口壩仍可成為指狀砂壩的主體沉積(吳勝和等，2019;徐振華等，2019)(圖 7，圖 8)。

3.1.1 形態(tài)特征

單一指狀砂壩平面上呈條帶狀，指狀砂壩之間發(fā)育分流間灣沉積。但與深水三角洲環(huán)境中不同的是，淺水三角洲指狀砂壩呈彎曲伸長(zhǎng)狀(圖 8)(徐振華等，2019)。在平面上，壩上的分流河道呈窄條帶狀分布于指狀砂壩中部(其內(nèi)可發(fā)育點(diǎn)壩，偶見心灘)，被壩上分流河道改造后的河口壩基本被天然堤覆蓋并分布在分流河道的側(cè)緣；在橫剖面上，分流河道呈“頂平底凸”形態(tài)，位于河口壩上部或切穿壩體，河口壩呈“底平頂凸”形態(tài)，天然堤披覆于分流河道兩側(cè)的河口壩之上(圖 7，圖 8)(吳勝和等，2019)。

A—秦皇島32-6油田明化鎮(zhèn)組下段不同旋回階段的復(fù)合點(diǎn)壩分布樣式；B—現(xiàn)代河流沉積的復(fù)合點(diǎn)壩類型； C—隨著值變化的復(fù)合點(diǎn)壩演化模式圖 6 復(fù)合點(diǎn)壩分布樣式、類型與隨著比值變化的演化模式(修改自梁宏偉，2013)Fig.6 Distribution pattern，types and evolution pattern with changing of A/S of point bar(modified from Liang, 2013)

圖 7 鄱陽湖淺水三角洲中一個(gè)指狀砂壩的橫剖面特征(據(jù)吳勝和等，2019)Fig.7 Cross section of a fingered bar within a shollow-water delta in Poyang Lake(after Wu et al.， 2019)

在近源淺水環(huán)境下，分流河口可深切甚至切穿河口壩，使河口壩呈翅狀分布于分流河道兩側(cè)，沿著主流線方向，壩上分流河道下切程度逐漸降低，并由深切河口壩向淺切河口壩轉(zhuǎn)變(圖 8)(Edmonds and Slingerland，2010;徐振華等，2019)。隨著三角洲向湖推進(jìn)，分流河道會(huì)強(qiáng)烈改造先前形成的河口壩，部分殘留的河口壩保存于分流河道兩側(cè)(馮文杰等，2017b;張莉等，2017)，甚至可被全部侵蝕而以分流河道和天然堤為主(Bhattacharya and Walker，1992;張昌民等，2010;朱筱敏等，2012，2013)。

單一物源供給下可形成1個(gè)或多個(gè)指狀砂壩，指狀砂壩之間可以形成不同的組合樣式，包括單一蛇狀、鳥足狀、樹枝狀、交織狀等(吳勝和等，2019)。

圖 8 渤海灣盆地BZ25油田新近系明化鎮(zhèn)組一個(gè)小層的淺水三角洲指狀砂壩構(gòu)型特征(據(jù)吳勝和等，2019)Fig.8 Architectural characteristics of fingered bars of shoal water delta in a layer of the Neogene Minghuazhen Formation in BZ25 Oilfield，Bohai Bay Basin(after Wu et al.， 2019)

圖 9 東洞庭湖藕池淺水三角洲(A)與鄱陽湖贛江北支淺水三角洲(B)指狀砂壩沉積的衛(wèi)星照片F(xiàn)ig.9 Satellite images of shollow-water deltas from Ouchi，Eastern Dongting Lake(A) and northern branch of Ganjiang River，Poyang Lake(B)

3.1.2 規(guī)模特征

從現(xiàn)代沉積可以看出，指狀砂壩內(nèi)分流河道的規(guī)模與上游平原分流河道的規(guī)模相近，指狀砂壩的寬度一般為分流河道的4～10倍(圖 9)。河道在指狀砂壩內(nèi)可發(fā)生側(cè)向遷移形成點(diǎn)壩沉積(偶見心灘沉積)，這便增加了分流河道砂體(包含河床滯留及點(diǎn)壩、心灘砂體)的寬度，圖 8中指狀砂壩的寬度僅為分流河道砂體的3～4倍(吳勝和等，2019;徐振華等，2019)。向盆地方向，河口壩不斷減薄，分流河道也由全切河口壩變?yōu)閮H下切河口壩厚度的一半(圖 8)。

3.2 淺水三角洲指狀砂壩的形成條件

淺水三角洲指狀砂壩的形成需滿足一定的條件。

1)弱的盆地水體能量。從現(xiàn)代沉積來看，淺水三角洲指狀砂壩多形成于湖泊(如鄱陽湖、東洞庭湖)或海灣(如圣安東尼奧灣)中，其共同點(diǎn)在于盆地水體能量(波浪與潮汐作用)較弱。波浪會(huì)降低岸線糙度，使砂壩向朵狀或連片狀轉(zhuǎn)變(Bhattacharya and Giosan，2003)；潮汐會(huì)阻止河口壩的前積(Leonardietal.， 2013)。因此，弱的盆地水體能量更有利于指狀砂壩的形成。并且，在較弱的湖盆水體能量條件下，低排量供給能夠抑制分流河道的分流與決口(Syvitski and Saito，2007)，有利于指狀砂壩的形成。

2)細(xì)粒高黏沉積供給。細(xì)粒高黏的沉積物在水體中多呈懸移質(zhì)的搬運(yùn)狀態(tài)，沉積速率小，有利于分流河道兩側(cè)高黏天然堤的形成，從而起著限制河道分流與決口的作用(Edmonds and Slingerland，2010;Caldwell and Edmonds，2014;Burpeeetal.， 2015;Tejedoretal.， 2016)，有利于指狀砂壩的形成，并使得指狀砂壩可向前延伸數(shù)公里。

3)溫暖潮濕的氣候。相似地，溫暖潮濕的氣候有利于植被的發(fā)育(Rosen and Xu，2013;Nardin and Edmonds，2014;Nardinetal.， 2016)，能夠穩(wěn)固分流河道兩側(cè)的天然堤沉積，從而有利于指狀砂壩的形成。

4 大陸斜坡微盆地重力流構(gòu)型

深海油氣勘探開發(fā)極大地促進(jìn)了深水重力流沉積的研究。海底扇水道體系及朵葉體系沉積構(gòu)型研究取得了長(zhǎng)足的進(jìn)展(Wynnetal.， 2007;Deptucketal.， 2008;Prélatetal.， 2010;Janockoetal.， 2013;Shanmugam，2016)，在此不再贅述。近年來，針對(duì)大陸斜坡微盆地內(nèi)部的重力流構(gòu)型取得了較大的進(jìn)展。陸坡微盆地(intraslope minibasin)是指在大陸斜坡環(huán)境下發(fā)育的一系列局部地形洼陷，其內(nèi)部可匯集大量的重力流沉積物。根據(jù)陸坡微盆地形成機(jī)制，可大致分為底劈相關(guān)微盆地、正斷層相關(guān)微盆地、逆沖斷層微盆地以及沉積相關(guān)微盆地。國(guó)內(nèi)外學(xué)者對(duì)陸坡微盆地內(nèi)部的重力流沉積構(gòu)型開展了大量研究工作，揭示了其復(fù)雜的構(gòu)造-沉積交互作用過程。下面重點(diǎn)介紹陸坡微盆地重力流構(gòu)型模式方面取得的主要研究進(jìn)展。

4.1 微盆地重力流構(gòu)型要素類型及分布樣式

大量基于地震及鉆井資料的研究表明，陸坡微盆地內(nèi)部可發(fā)育多種類型的重力流構(gòu)型要素，主要包括朵葉體、水道—天然堤以及滑動(dòng)—滑塌成因的塊狀搬運(yùn)體(MTDs)(Damuth and Olson，2015;Olsonetal.， 2016)。與常規(guī)深水陸坡及盆底環(huán)境相比，陸坡微盆地內(nèi)的重力流構(gòu)型要素受復(fù)雜地貌及構(gòu)造活動(dòng)的影響較為明顯，因而表現(xiàn)出差異的空間分布樣式。

4.1.1 朵葉體構(gòu)型分布樣式

沉積物重力流沿大陸斜坡搬運(yùn)至微盆地內(nèi)部時(shí)，由于地形突變導(dǎo)致流速驟減，大量沉積物可發(fā)生快速堆積形成連片且相對(duì)富砂的朵葉體(圖 10)。相比于盆底扇朵葉體，陸坡微盆地內(nèi)的朵葉體規(guī)模較小，其平面展布受控于微盆地的形態(tài)規(guī)模(Kendalletal.， 2012;Zhangetal.， 2016)。當(dāng)沉積物供給小于微盆地可容空間時(shí)，朵葉體主要限制在微盆地內(nèi)部，其平面展布與微盆地形態(tài)近似，在微盆地邊緣可見明顯的地層超覆特征。例如，大陸斜坡受區(qū)域性重力滑脫作用的影響，可發(fā)育多組平行陸坡走向的正斷層或逆沖斷層，形成多個(gè)平行的條帶狀微盆地，限制了多個(gè)并排相間的長(zhǎng)條形朵葉體(Shultz and Hubbard，2005;李磊等，2010)。當(dāng)沉積物供給大于微盆地可容空間時(shí)，朵葉體分布可不受微盆地形態(tài)的約束，在微盆地邊緣可發(fā)生沉積過路，形成扇狀或席狀的非限制性朵葉體(Adeogbaetal.， 2005;李磊等，2012)。

不同限制程度的朵葉體可表現(xiàn)出差異的構(gòu)型復(fù)合樣式與定量規(guī)模(Zhangetal.， 2016)。Gervais 等(2006)研究發(fā)現(xiàn)，在微盆地邊緣附近，由于地形的限制，朵葉體可表現(xiàn)為側(cè)向遷移的復(fù)合樣式，而在相對(duì)平坦的微盆地中心部位，朵葉體主要呈無序的補(bǔ)償疊置樣式。根據(jù)Prélat 等(2010)的定量統(tǒng)計(jì)分析，限制性朵葉體具有面積小、厚度大的特點(diǎn)，而非限制性朵葉具有面積大、厚度小的特點(diǎn)。

圖 10 陸坡微盆地與深海平原海底扇沉積構(gòu)型分布模式(據(jù)Kendall，2012)Fig.10 Sedimentary architecture model of submarine fan developed in intraslope minibasins and abyssal plain(after Kendall，2012)

4.1.2 水道—天然堤構(gòu)型分布樣式

作為沉積物重力流搬運(yùn)的主要載體，水道—天然堤體系可在地形變化較緩的條件下通過陸坡微盆地，并繼續(xù)向下游輸送沉積物(圖 10；圖 11-A)。受復(fù)雜沉積、構(gòu)造作用的影響，陸坡微盆地內(nèi)部的水道—天然堤構(gòu)型分布樣式表現(xiàn)出明顯的差異性。墨西哥灣陸坡鹽底劈微盆地的研究揭示了2種不同的水道—天然堤分布樣式，一種是穿越陸坡微盆地、延伸數(shù)百千米、穩(wěn)定且不發(fā)生改道的富泥型水道—天然堤體系，另一種是富砂型的辮狀水道—天然堤體系(Damuth and Olson，2015)。在陸坡逆沖微盆地中，受逆沖活動(dòng)的影響，水道構(gòu)型分布可表現(xiàn)出限制、轉(zhuǎn)向、偏移以及阻擋等4種不同的過程響應(yīng)(Clark and Cartwright，2009，2011)。Jolly 等(2016)研究了尼日爾三角洲深水逆沖微盆地的水道構(gòu)型分布特征，認(rèn)為當(dāng)沉積速率小于構(gòu)造隆升速率時(shí)，水道路徑可發(fā)生明顯改變，主要沿?cái)鄬舆吘壔驍鄬舆B接部位繞過構(gòu)造高部位(圖 11-C)；而當(dāng)沉積速率大于構(gòu)造隆升速率時(shí)，水道可沿構(gòu)造高部位通過，并可發(fā)生明顯的下切侵蝕(圖 11-B)。

當(dāng)水道流經(jīng)微盆地復(fù)雜地形區(qū)時(shí)，水道形態(tài)、規(guī)模、疊置樣式等構(gòu)型特征可發(fā)生相應(yīng)的改變。一般來講，當(dāng)?shù)匦纹露茸冃r(shí)，水道彎曲度變大，加積作用及側(cè)向遷移明顯，天然堤發(fā)育程度增加；而當(dāng)?shù)匦纹露茸兇髸r(shí)，水道彎曲度變小，下切侵蝕作用明顯，天然堤發(fā)育程度減弱(Clark and Cartwright，2011;趙曉明等，2018;Zhaoetal.， 2018)。

4.1.3 塊狀搬運(yùn)體分布樣式

塊狀搬運(yùn)體是一種由滑動(dòng)—滑塌過程形成的相對(duì)富泥的構(gòu)型單元，內(nèi)部褶皺變形現(xiàn)象明顯，底部侵蝕作用較強(qiáng)，可發(fā)育在陸坡微盆地的不同部位。根據(jù)重力流塊體來源的不同，在陸坡微盆地內(nèi)部識(shí)別了外源和內(nèi)源2種不同的塊狀搬運(yùn)體。

外源塊狀搬運(yùn)體是由陸源碎屑物質(zhì)沿大陸斜坡整體搬運(yùn)至微盆地后快速堆積形成的，可沿微盆地中心分布，底部可見因順坡搬運(yùn)產(chǎn)生的侵蝕擦痕(藺鵬等，2018;張佳佳和吳勝和，2019)。外源塊狀搬運(yùn)體的形成與海平面變化、颶風(fēng)、地震等誘發(fā)機(jī)制有關(guān)(Shanmugam，2016)，一般經(jīng)過較長(zhǎng)距離的搬運(yùn)過程，以泥質(zhì)滑塌及碎屑流沉積為主。

內(nèi)源塊狀搬運(yùn)體是由微盆地邊緣沉積物發(fā)生塊體垮塌形成的，主要堆積在微盆地坡腳部位，在微盆地邊緣斜坡部位可見明顯的滑動(dòng)侵蝕現(xiàn)象(Spychalaetal.， 2015;藺鵬等，2018)。內(nèi)源塊狀搬運(yùn)體的形成與微盆地邊緣的構(gòu)造活動(dòng)有關(guān)，沿微盆地邊緣的搬運(yùn)距離較短，內(nèi)部可見因擠壓形成的次級(jí)逆斷層與旋轉(zhuǎn)塊體。在鹽底劈微盆地的邊緣，由于持續(xù)的鹽底劈上拱作用，可發(fā)育多套重復(fù)出現(xiàn)的內(nèi)源塊狀搬運(yùn)體(Madofetal.， 2009)；而在深水逆沖褶皺的上盤，由于持續(xù)的逆沖抬升，可在逆沖微盆地的坡腳部位堆積一系列朵狀、舌狀或帶狀的內(nèi)源塊狀搬運(yùn)體(Heinioetal.， 2006;藺鵬等，2019)。

4.2 微盆地重力流構(gòu)型演化模式及控制因素

大量研究表明，微盆地重力流構(gòu)型演化一般經(jīng)歷沉積充填和沉積過路2個(gè)過程，即微盆地充填—過路模式(ponding-to-bypass)(Pratheretal.， 2012;Spychalaetal.， 2015)。微盆地早期可容空間較大，沉積物重力流在微盆地底部快速卸載充填，形成連片的朵葉體或塊狀搬運(yùn)體。隨著沉積充填的進(jìn)行，微盆地可容空間逐漸減小，沉積物重力流逐漸向沉積過路轉(zhuǎn)化，形成條帶狀的水道—天然堤體系，并疊加在早期朵葉體或塊狀搬運(yùn)體之上(Zhangetal.， 2018)。在微盆地充填—過路模式的影響下，平面上多個(gè)微盆地之間可呈現(xiàn)出水道—朵葉交替出現(xiàn)的構(gòu)型組合樣式(李磊等，2010)。

張佳佳(2019)研究了尼日爾三角洲盆地深水逆沖相關(guān)微盆地內(nèi)部的海底扇構(gòu)型演化特征，認(rèn)為受微盆地A/S的影響，早期充填朵葉與后期過路水道之間可表現(xiàn)出差異的空間疊置關(guān)系。當(dāng)微盆地A/S較大時(shí)，微盆地呈欠充填狀態(tài)，早期的充填朵葉規(guī)模較小，后期的過路水道可沿微盆地中心通過，并垂向疊加在朵葉主體之上(圖 12-A)；隨著微盆地A/S的減小，微盆地充填逐漸趨于平衡狀態(tài)，早期朵葉體充填范圍擴(kuò)大，后期過路水道可沿微盆地側(cè)緣通過，并側(cè)向疊加在朵葉邊緣部位(圖 12-B)；當(dāng)微盆地A/S進(jìn)一步減小時(shí)，微盆地呈過充填狀態(tài)，主要發(fā)育非限制的朵葉復(fù)合體，過路水道相對(duì)不發(fā)育(圖 12-C)。

圖 12 陸坡逆沖微盆地A/S影響下的海底扇構(gòu)型 組合樣式(據(jù)張佳佳，2019)Fig.12 Submarine-fan architecture distribution pattern impacted by varied A/S for intraslope minibasins (after Zhang, 2019)

構(gòu)造活動(dòng)是控制微盆地重力流構(gòu)型演化的重要因素。對(duì)于構(gòu)造活動(dòng)較弱的陸坡微盆地，如局部地形變化導(dǎo)致的微盆地，其可容空間可隨著微盆地充填—過路的演化而逐漸消失，形成平行上超的地層結(jié)構(gòu)(李磊等，2010;Zhangetal.， 2018)。相反，微盆地邊緣持續(xù)的構(gòu)造抬升(如底劈上供或逆沖抬升)可以不斷產(chǎn)生新的可容空間，使得微盆地內(nèi)部可發(fā)育多套沉積層序，在垂向上形成朵葉—水道交替出現(xiàn)的構(gòu)型組合序列，對(duì)應(yīng)匯聚超覆型的地層結(jié)構(gòu)(Pratheretal.， 2012;Sylvesteretal.， 2015)。此外，較強(qiáng)的構(gòu)造活動(dòng)還容易在微盆地邊緣產(chǎn)生頻繁的內(nèi)源塊狀搬運(yùn)體，使得微盆地重力流構(gòu)型組合樣式更為復(fù)雜(Madofetal.， 2009)。

海平面變化可通過改變沉積物供給控制微盆地重力流構(gòu)型演化。一般來講，海平面低位期的重力流沉積物供給充足，可在微盆地內(nèi)形成相對(duì)富砂的朵葉體或水道—天然堤體系；隨著海平面逐漸升高，重力流沉積物供給減少，微盆地內(nèi)可發(fā)育相對(duì)富泥的水道—天然堤體系(Olsonetal.， 2016;Zhangetal.， 2018)。在微盆地沉積過程中，多期的海平面變化可產(chǎn)生多套砂泥交互的重力流沉積層序。另一方面，海平面低位期快速的沉積物堆積可促進(jìn)微盆地中心的沉降，導(dǎo)致微盆地可容空間增加，從而有利于后期的重力流構(gòu)型演化，在微盆地內(nèi)部形成多期疊置的海底扇沉積體系(Brownetal.， 2004)。

5 結(jié)束語

近10年來的碎屑巖沉積構(gòu)型研究更多聚焦于復(fù)雜地質(zhì)背景下的沉積體系，尤其在碎屑巖沉積構(gòu)型成因機(jī)制方面取得了較大研究進(jìn)展，建立了多因素影響下的碎屑巖沉積構(gòu)型模式，不僅豐富了沉積學(xué)理論，還為復(fù)雜地質(zhì)條件下的油氣精細(xì)勘探與開發(fā)提供了重要的指導(dǎo)作用。同時(shí)值得注意的是，目前關(guān)于碎屑巖沉積構(gòu)型成因機(jī)制的研究仍以定性為主，系統(tǒng)的定量化研究尚不足，因此未來還需要進(jìn)一步開展原型模型(露頭、現(xiàn)代沉積、密井網(wǎng)區(qū)、水平井區(qū)、高頻地震信息)研究，特別是應(yīng)用沉積物理模擬與數(shù)值模擬等研究手段，深入分析不同定量參數(shù)對(duì)碎屑巖沉積構(gòu)型形成發(fā)育的控制作用，建立一套定量的、可預(yù)測(cè)的碎屑巖沉積構(gòu)型模式，從而更好地服務(wù)于油田生產(chǎn)實(shí)際。