1、一冲积扇冲积扇是由山前或断崖边向邻近低地延伸的，是一种主要由粗粒碎屑物质组成的圆锥形、舌形或弓形的堆积体。它代表陆上沉积体系中最粗粒的、分选最差的近源沉积单元，通常在下倾方向上变成细粒、坡度较小的河流体系。然而也有某些扇，它的前缘直接进入湖泊或海洋，则称为扇三角洲。关于扇三角洲将放在以后的章节中进行论述。冲积扇的形成和作用过程（一）、冲积扇的形成冲积扇的形成主要是在山区或上游发生暴洪时，大量的水体夹带丰富的泥砂沿山沟顺流直下，当流出山口时，空间突然开阔、坡度锐减、水流能量突然骤减，巨量的砂、砾、泥快速堆积而形成。在形成冲积扇的过程中常伴随有重力的不稳定性而出现重力流。因些冲积扇大量地出现于构造
2、的活动区，如裂谷盆地、与走滑有关有拉张盆地、前陆盆地和快速抬升的山体前缘。在我国天山山前和昆仑山山前可见大量现代的冲积扇。同时冲积扇 的发育与气候有关，虽然一般认为冲积扇发育于干旱地区，实际上冲积扇既可发育于干旱气候地区，也可发育于潮湿气候地区。然而气候对冲积扇的发育有一定的控制作用，即干旱地区冲积扇坡度比较陡、扇体较小且沉积物粒径大小悬殊；而潮湿气候地区的冲积扇坡度小、扇体较大且沉积物粒径相对细而均一。（二）、冲积扇的作用过程McGowen 和 Groat （1971）把冲积扇划分为近端扇、中扇和远端扇三个亚相。也有学者把冲积扇分为上扇、中扇和下扇三个亚相（图 1）。图 1 理想冲积扇沉积类
3、型及剖面形态（据 R.D 斯皮林，1974）冲积扇的作用主要是通过沉积物所反映的特征来决定的，它们在剖面上主要是由多个正旋回的沉积层序组成，绝大部分的扇体反映辫状河流和泥石流和漫流沉积的叠加，其次还有筛滤作用的沉积（图 2）。图 2 半干旱气候条件下的冲积扇层序二、冲积扇储层的特征1、储集体的形态冲积扇的动力成因和沉积特征，决定了砂砾岩储集体的形态特征在扇体走向的平面上呈长条形分布，而且向下游方向发散，主要是有辫状河道不断改道的砂砾岩体在侧向上的组合。在其垂向剖面上则反映出由多个底凸顶平凸形的透镜状砂砾岩体的叠合。砂砾岩体在倾向方向上延伸距离可达数百米，甚至数千米；而在横向上则极不稳定，一般为
4、数十米或数百米；垂向上一般厚度为数米或十余米。2、沉积物粒级宽、分选性、磨圆差据克拉玛依油田对三叠系冲积扇储层的研究，碎屑岩粒度分布范围为 260mm-0.01mm,其中小砾岩点 53%、巨砾岩点 28%、粉砂和泥仅点 4%。碎屑颗粒大小混杂，分选性差、颗粒的分选性对储层物性有很大的影响（图 3）；无明显的泥岩隔层。岩石成分成熟度低，石英含量仅点 16%、长石含量点 19%、其它则为岩屑或杂基。胶结成分复杂、胶结方式多变、含量亦高；胶结成分有蒙脱石、伊利石、绿泥石、碳酸盐、方沸石等，平均占岩矿组分的 19.9%；以孔隙式胶结为主，产状有薄式、桥塞式、充填式等 ，对孔隙的大小和霰态影响很大。图
5、3 克拉玛依三叠系冲积扇砾岩颗粒分选系数与孔隙度关系3、具“复模态”的孔隙结构冲积扇属突发性和间歇性的高能快速沉积体，沉积物分选差、不同粒级沉积物混杂堆积，但主要是砂砾岩，砂砾岩含量可达 80-90%以上，其次是粉砂岩和泥岩。粒级的广泛分布决定了其具复模态的孔隙结构特征。表现为以砾石为骨架的大孔隙中部分或全部由砂粒级的物质所充填；而在砂粒间以被更细的泥质所充填，这种由砾、砂、泥三者组成的复杂的孔隙结构称为“复模态”的孔隙结构。复模态总孔隙度（）=砾间孔隙度（p）X 砂间孔隙度（s），一般都呈中低孔隙度，如克拉玛依油田二叠系、三叠系砾岩储层，一般为 6.1-22.6%,平均孔隙度为 15%，草桥
6、油田砾岩的孔隙度为 11%-14%;这类储层有效渗透率变化范围大，一般为 2-3500X10-3um2。4、无论是在平面上还是在垂向上都表现为严重的非均质性冲积扇中的砂砾岩储集体是由时期、强度能量、延续时间长短、物源性质、携带沉积物量、搬运介质性质等因素差异的情况下多期洪水所沉积的砂砾岩体的叠加，可以想象不同沉积体在储层物性上的差异。根据各层常规的物性分析、孔隙结构特征参数、压力恢复曲线解释参数综合起来进行对比分析，表明平面非均质程度很高，而且具有明显的分带性，近端扇和远端扇非均质性严重，而中扇相对较好（表 1）。扇 体 平 面 非 均 质 性 表 1亚 相 容积系数（m%）进汞系数（%atm
7、）退汞率（%）孔隙相对均匀系数有效孔隙度（%）有效渗透率（X10-3um2）相对评价扇 中 8 0.61 20 3.2 13 4.4 较好近端扇 9 0.47 16.4 4.0 9 2.5 较差远端扇 11 0.36 14.3 4.4 7-8 2.1 差垂向上层内的非均质性也很严重，渗透率的级差在 1-400 倍之间，非均质系数变化在 0.11-43 之间，层内岩性相对均质的小段平均只有 0.31-0.47m。在辫状河道沉积中其孔隙度与渗透率都比较高，特别是在筛滤沉积物区，孔隙度可提高 1-2 倍以上，而渗透率可提高数百倍。有时只差 10-15cm 距离的样品，其渗透率可相差 20-50 倍。
8、二三角洲三角洲的概念可追溯到公元前约年，当时赫罗多特斯看到尼罗河口的冲积平原同希腊字母 的形状相似，于是三角洲这个词就产生了。.巴雷尔（）给三角洲的定义是“河流在一个稳定的水体中或紧临水体处所形成的、部分露出水面的沉积体”应该说至今也没有必要修改这个定义。但真正的研究工作可以追溯到十九世纪，1885 年吉尔伯特就描述了湖泊三角洲，由于油气勘探的不断扩大和深入，本世纪四十年代从美国的密西比河三角洲研究开始，一直升温并持续到八十年代，对三角洲的分类、成因过程、形成机理、沉积特征、沉积模式与油气的关系进行了全面深入的研究并取得了巨大和辉煌的成果。如分类上，根据注入物、潮和波的能量通量把三角洲分为河控
9、三角洲、浪控三角洲和潮控三角洲；在浪控三角洲中又依据河流作用和海洋作用的强弱分为鸟咀三角洲、朵状三角洲和鸟爪状三角洲。在沉积相和亚相、甚至微相的划分上都 有一定的规范性，分为三角洲平原（顶积层）、三角洲前缘（前积层）和前三角洲（底积层）。在垂向序列上也进行了总结和理论化，前三角洲主要是细粒泥质沉积物，三角洲前缘则为以砂为主的沉积并具明显的反韵律的粒级变化、对其形成机理也进行了详尽深入的研究和探讨并取得了统一的认识。对三角洲在油气勘探中的作用更是不言而喻。因为关于论述海洋三角洲的著作和论文多似烟波浩瀚的大海，任何言语都 是多余的。根据中国陆相盆地沉积特征，把陆相湖盆中的三角洲分为扇三角洲、辫状河
10、三角洲和正常三角洲更为合适实用，而且现今大部分学者也是这样用的。扇三角洲：霍姆斯（Holmes,1965）曾把扇三角洲定义为：直接进积到海洋或湖泊中的冲积扇。这种类型的沉积，国外已有不少报道，我国中、新生代陆相含油气盆地中也广泛分布。它发育于湖泊的陡岸一侧，虽然单个体积不大，但沉积体直接插入湖盆腹地与深水湖泊泥接触。使其近水楼台可以充分汲取生油岩生成的油气，而且由于物源丰富，沉积速度快，具较好的储油物性，另外，随湖盆深陷和消亡的变迁具完好的细粒泥质覆盖层，因而，扇三角洲沉积体生、储、盖配置完好。对我国陆相含油气盆地来说，具有重要的现实意义。（一）.影响扇三角洲沉积的主要因素湖泊中的扇三角洲是物
11、源区紧邻湖盆，冲积扇直接进入湖盆所形成的沉积体，形态相似于冲积扇，但又别于冲积扇。影响扇三角洲发育的因素繁多。对中国东部中、新生代陆相盆地中，控制扇三角洲发育的主要因素有三个，河流作用无疑是扇三角洲形成的主导因素，除此以外，是构造因素和气候条件。我国东部中、新生代以来，由于太平洋板块向欧亚板块的俯冲潜没，使我国陆壳向东蠕散，沿 NNE 方向产生地壳破裂带，上地幔在地壳薄弱处和地壳破裂带隆起，上层地壳处于引张应力作用下，使古生界基底块断破裂，形成一系列箕形或半地堑状断陷盆地，近断层一侧，常因地形高差大，山间河流出山口后形成的冲积扇往往直接入湖，即形成扇三角洲沉积。它们可以处于盆地发育的各个阶段，
12、但以张裂后期和深陷期为主，随地形、物源和气候的不同而有所变化。气候条件也强烈地控制着扇三角洲的发育，在干旱气候条件下，植被覆盖差，岩石风化强，洪水期大量碎屑物质由湍急的山间河流携出山口后，越过陡坡直接倾入湖泊形成扇三角洲沉积。目前已发现的扇三角洲，在渤海湾盆地中大部分发育于气候炎热干旱的下第三系沙河街组四段和气候干旱的沙河街组二段，泌阳凹陷中发育于亚热带干旱-半干旱气候的下第三系桃树园组三段，松辽盆地中见于白垩系泉头组，等等。(二).沉积特征由于扇三角洲由季节性山间河流出山口后直接入湖而成，因此，无论在平面上和剖面上，其相序关系与源远流长的河流三角洲均有显著的区别，沉积体前缘直接与深水湖泊泥接
13、触，且往往与浊流沉积交互成层，而陆上部分是紧邻山口冲积扇体的一部分，因而三角洲平原发育不全，没有曲流河段，而被粗粒的扇上辫状河相所取代（图 4）。地层 厚 中等 薄粒级 以砂砾为主 以砂为主，含砾 以泥、粉砂为主层理类型 无递变层理或递变不明显，见各类交错层理见小型交错层理、波状层理、透镜层理、包卷层理水平层理为主，见包卷层理韵律 正韵律 正、反、复合韵律 不清楚接触关系 顶底突变 底突变，顶渐变 渐变含沙量 高，大于 50% 最高 60-70% 低图 4 扇三角洲横剖面及特征1、地形坡度大，沉积面积小正常河流三角洲在河口地区乃至曲流平原，坡降在万分之一左右，长江为 0.10.7，而扇三角洲的
14、河流坡度或扇坡度一般为正常河流三角洲的几倍至几十倍，牙买加南部海岸扇三角洲坡度达 15，阿拉斯加东南岸为 217.6，日本 Honshu 岛中西部为 10，我国松辽盆地下白垩统中英台扇三角洲为1.11.75，辽河裂谷盆地中，下第三系的扇三角洲同一断阶为 1835。就扇体面积说，一般为几到几十平方千米，有的甚至不足 1 平方千米，如阿拉斯加东南岸一个扇三角洲为 446 平方千米，而得克萨斯西南部的一个扇三角洲面积仅为 0.37 平方千米，我国中新生代扇三角洲面积一般为 100300 平方千米。这里必须指出，对古代扇三角洲的勘探因受到各种条件的限制，重叠的叶状体不易严格区分而使面积有扩大。2、近源
15、、粒粗，成熟度低在断陷盆地陡侧，水系一般呈梳状和树枝状分布，河流短小，因而物源区的岩石强烈地控制着扇三角洲沉积物，在泌阳凹陷中，附近母岩为二云更长混合片岩、黑云母更长混合片岩及石英脉时，砂岩中云母含量高，重矿物组合以变质岩中常见矿物石榴子石为主，高达 60%70%；当附近母岩为花岗岩时，砾石成分以花岗岩为主，重矿物组合中锆石、石榴子石的含量分别达 15%40%和 20%30%，帘石、云母含量低。从整个扇体看，岩石组合特征是砂砾、砂泥混杂，分选性较差，一般砾石直径 26cm，最大可达 20cm 以上，磨圆度不等，结构和矿物成熟度低，砂砾岩成分复杂，随母岩而变化，有钙砾和泥砾，岩屑含量可达40%5
16、0%，一般属长石质岩屑砂岩和岩屑质长石砂岩。单个扇体，其岩性特征具规律性的变化，单层厚度一般为数米，有时达 10 米以上。3、水下分流河道发育而陆上平原相发育不好扇三角洲的建设主要是在间歇性河流的洪水期，那时，水流湍急，流量倍增，同时湖盆坡降较大，因此，河水进入湖盆蓄水体以后还保持一定的位能继续沿滨岸斜坡侵蚀下切，形成大量水下分流河道，由于陆上分支流河道的侧向多变造成水下分流河道的不稳定，不利于河口坝的发育。由于高梯度辫状河直接入湖，完全缺失曲流河段，因而泛滥平原、天然堤、越岸扇等不发育（图 5）。取而代之的是粗粒冲积扇辫状河沉积和扇间沼泽沉积。图 5 辽河西部凹陷下第三系沙河街组四段杜家台扇
17、三角洲沉积相图4、与浊流砂体相伴生特殊的沉积环境及水动力条件决定了扇三角洲沉积速度快、厚度大，由于三角洲前缘的快速堆积，促使前缘砂体和前三角洲泥之间高差增大，坡度变陡，结果在三角洲前缘和前三角洲交界处发生重力滑塌形成浊流。受地形限制，滑动距离不大，浊流砂体覆于前三角洲泥之上。气候的波动和地表迳流的变化频繁影响着湖水的进退，加之水下分流河道位置的不断变更，使三角洲前缘砂体不断前后移动和侧向摆动，结果在扇三角洲砂体中发现浊积砂体。出现浊积砂体的另一个原因可能是突发性洪水期，流水携带大量碎屑物质，由于密度较大入湖后继续沿湖底向湖心流动形成浊积砂体。（四）扇三角洲勘探实例河南双河油田储层特征双河油田位
18、于河南泌阳凹陷西南部的双河镇鼻状构造上，含油层位是下第三系核桃园组核三段，它是一个典型的湖盆陡岸的扇三角洲砂砾岩沉积体。1、沉积以砾岩和砾状砂岩为主、最大砾径达 10cm 以上，砾石可见不明显的定向排列，分选差是等 具双重支撑结构或颗粒支撑，常见块状层理、平行层理和高角度的斜层理，单层厚度一般 2030cm 、最厚可达 50cm 以上，前缘发育中细砂、相对分选性较好（图 6）。图 6 双河油田扇三角洲砂体典型柱状剖面图 （据王苏民等 1985 年修改）2、由于水动力强、沉积快速储层内部纵向上结构复杂，砂层都有多个正韵律突变接触的砂体组成，单个砂体厚度十几厘米至几十厘米，在砂体内部或砂体之间发育
19、泥质夹层、厚度 0.41.0m 不等。3、具中等以上储集性能，一般孔隙度为 1520.6%、渗透率 0.221026X10-3um2,随深度增加，孔隙度和渗透率减少，孔隙度和渗透率基本呈正相关。4、储层以原生为主也发育部分次生孔，属于早成岩期晚成岩 A 期；岩石毛管压力曲线具偏粗歪度、分选差、曲线类型多的特点，非均质性严重.排驱压力一般为 0.010.1Mpa、饱和度中值压力 0.040.7Mpa。图 7 双河油田扇三角洲储层不同岩性孔隙度频率分布直方图（李联五等 1997）图 7 双河油田扇三角洲储层孔隙度与渗透率关系（李联五等 1997）辫状河三角洲：辫状三角洲这个名字是 1987 年由美
20、国 Mobil 研究和生产公司的三位研究人员（McPHERSON, SHANMUGAM and MOIOLA）通过对粗粒三角洲研究后，为有别于扇三角洲而提出来的。他们给辫状三角洲的定义是它基本上由砾和砂级物质组成，是由辫状冲积体系直接进入滞水体（海或湖）所形成的一切三角洲。它与扇三角洲不同，不一定要具大的地形高差的背景；它可能具各种类型的地形背景，如高原、平原和山地。而且把扇三角洲与辫状三角洲作了详细的对比（表 2）。扇三角洲与辫状三角洲总体特征比较 表 2名称 扇三角洲 辫状三角洲构造背景 活动 活动与被动地形背景 断块、山前和火山高地 辫状河、辫状平原和冰水沉积平原气候 半干旱和复杂 单一
21、陆上 沉积重力流碎屑流、泥流、滑坡、河流和层状洪流河流、辫状水道和层状洪流沉积环境和过程水下 海、湖、潮、波浪密度流、沉积物重力流、碎屑流和悬浮沉降岩性 砾岩、角砾岩（碎屑 和混合支撑）、砂岩和泥岩砾岩（碎屑支撑）、砂岩中值粒级 巨砾和大岩十分常见 巨砾和大岩不常见分选性 差、递变不常见 中好、递变常见磨园度 尖次园 次园园纵向剖面 非常陡 陡中等相变情况 复杂、不规则和快 简单、一般和渐变侧向连续性 低 中高地质状况 常见 非常常见形态与大小 楔状和透镜状，面积小，最小不足 1km2 席状、一般大于 100km2储集性能 比较差 好优而且用图示表现了三种三角洲的差异性（图 8），使人一目了然
22、。中国对于辫状三角洲的引入和研究比较晚，起步于八十年代末。由于新概念的引入，人们头脑有这样的理论和模式，在对新盆地的研究中发现了一些辫状河三角洲，但总体还不够深入、认识上与国外相比还有一定的差距。（一）辫状三角洲的沉积特征1、由于辫状河流直入湖泊，一般沉积物比较粗，砾岩、中粗砂岩占有相当的比例、可达 6080%、最高达95%，夹薄层浅灰色、绿灰色细砂岩和粉砂岩及绿灰色泥质条带。2、成分和结构成熟度低中等，一般为长石砂岩、岩屑长石砂岩和岩屑砂岩，石英含量 3050%，岩屑含量可高达 50%以上、一般为 30%左右、岩屑成分复杂视物源而定，沉积岩岩屑、火成岩岩屑和变质岩岩屑都 可能出现；分选性以中
23、等为主、亦有一定量好的和差的；磨园度都为次圆次棱角状。粒度概率分布呈单跳跃两段式和单跳的三段式，其中滚动组分占 15%、跳跃组分占 60%以上、也含有相当高的悬浮组分。图 8 根据不同参数对扇三角洲、辫状三角洲和普通三角洲进行比较3、沉积构造以块状不显层理、大型槽状交错层理和斜层理为主，见平行层理、波状层理和极少量的水平层理；砾石成分复杂具叠瓦状结构，向上游倾斜、倾角 150250、最大达 350。4、辫状河道的主要沉积期是洪水期，因而沉积作用具有阶段性和河道的快速稳定移性，砂体之间多次重复叠加，特别是进入湖泊或海洋部分受波潮作用的改造，细粒物质被波选而远离岸线，因此在滨岸地区辫状砂体性质相似
24、而垂向侧向连接，成为分布面积很大的砂体，而之间只有薄层的泥质夹层。正常三角洲：正常三角洲是指由曲流河进入湖海浅水缓坡处所形成的、向湖海方向突出的似三角形的砂泥堆积体，我们这里重点论述湖泊三角洲。湖泊三角洲的类型远不及海洋三角洲丰富，研究也远不如海洋三角洲细致、成熟。湖泊三角洲由于受构造条件、地形、物源、气候、植被，湖海水动力、盐度、风的作用等多种因素的影响，各地的三角洲类型、沉积特征和储层性能也相差甚远，但也具有许多共性。（一）湖盆三角洲的基本沉积特征与沉积模式1、三角洲分布的位置正常三角洲是曲流河进入湖/海而形成的，所以三角洲背靠宽缓平坦的河流冲积平原、且河流坡度平缓、能量相对较弱，三角洲沉
25、积区远离物源区、沉积物通过长距离的搬运、沉积物的粒级相对较细、分选性好和矿物成熟度较高，沉积区构造运动相对缓和、坡度也较平坦，沉积速率和沉降速率基本相当或沉降速率略大，长期保持浅水缓坡的特征，因此正常三角洲主要分布于湖盆中的长轴方向的两端，而在短轴方向上偶有分布、但不常见。三角洲沉积过程中，河流作用影响最大、特征也表现得最明显；而在三角洲前缘受湖浪或岸流的影响和改造是湖河共同作用的产物；前三角洲以湖泊沉积为主、是三角洲沉积中的最细部分。2、三角洲的三带（层）结构湖泊三角洲与海洋三角洲一样具有特征性的三带（层）结构，平面上从河流的第一个分流点向湖泊方向依次为三角洲平原带、三角洲前缘带和前三角洲带
26、；垂向上随三角洲的不断前积而出现三层结构，从上到下是三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲（图 9）。图 9 三角洲的三层结构（1）三角洲平原带它位于河流下游第一个分流点以下至湖岸线之间的三角洲的陆上部分，以分流河道沉积、河道间沉积和越岸沉积为主。分流河道弯曲度较小、都以分叉的放射状和树枝状形态出现。河道相对较稳定、沉积物一般较细、以中细砂为主，在部分分流河道中可见小砾石和粗砂，分流河道沉积在垂向上与正常的曲流河沉积区别不大，出现二元结构，底部有侵蚀面，下部主要为河道沉积、上部为边滩和细粒的越岸沉积，粒级呈正韵律变化，自下而上由粗砂、中砂逐渐变为粉砂和泥；沉积构造由槽状交错层理、板状交错层理、平行层
27、理、小型交错层理，向上变为波状交错层理、爬升层理、水平层理和一定量的生物扰动构造及植物根系等。河道沉积往往夹于河道 间沉积之中。分流河道间沉积分布面积广、沉积物以泛滥的粉砂和泥质为主，由于位于河流的最下游，接近湖岸线、地下水位高一般都形成湿地，生长喜水植物、形成浅水湖沼，因此，除粉砂和泥质沉积还、常常有泥炭、煤层和碳质页岩等，这是三角洲平原沉积的重要特征。严格地说，三角洲平原是一个多种沉积亚（微）相的集合，除分流河道和分流河道间沉积外，还有天然堤沉积、泛滥平原沉积和泛滥湖泊和沼泽沉积，而作为储集体的分流河道砂体在垂向上主要以砂岩透镜体夹于细粒沉积物之间，砂质岩的比例一般为 30%左右或更少；在
28、平面上呈长条状，河道沉积所占的比例一般不超过20-40%。 （2）三角洲前缘带三角洲前缘带位于三角洲沉积的中部，以分流河道中出现河口坝的地方为起点向下游直到滨浅湖的平缓斜坡带的中上部。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
29、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（
30、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
31、。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 2/g） 1/2，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
32、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
33、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
34、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
35、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
36、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 2-4，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 300-1000x10-3um2,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
37、/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
38、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 300-1000x10-3um2。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 4-5，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 100-800x10-3um2,层内级差小于 3，变异系数 0.5 左右，内
39、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 4-6，一般泥质含量较高，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
40、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 -3-300X10-3um2。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。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
41、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
42、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 CE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）
43、 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 AE 序列和 BE 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 CE 和 DE 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 扇三角洲 湖底扇定义在干热气候条件下，地壳升降
44、运动强烈地区，风化剥蚀作用强烈，其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。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。古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。山前大断裂带对其形成有控制作用。区域性挤压或拉张都可形成一定规模的断陷盆地，而且边界大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
45、。形成条件 古水流阵发性洪水，陆上牵引流与重力流双重水流机制。靠近山区坡降大，水流急，能量大，陆上和水下牵引流和重力流双重水流机制。洪水型、滑塌型或火山喷发型重力流水流机制。岩石类型岩性差别大，大部分以砾岩为主，砾石间充填有砂、粉砂和粘土级物质，有些可由含砾的砂、粉砂组成。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，砂、砾为主，扇三角洲平原类似辫状河沉积，向陆方向紧邻冲积扇，整个扇三角洲常呈短而粗的厚的碎屑楔状体。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。结构粒度粗，成熟度低，圆度不好，分选差。从山顶至扇缘粒度逐渐变细，分选
46、、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，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。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。岩性特征构造层理发育较差或中等，在山顶常见冲刷充填构造，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。发育交错层理、递变层理，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。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。亚相划分扇根；扇中；扇缘。 扇三角洲平原（泥炭 内扇（或上部扇）；中扇（或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。层不发育）；扇三角洲前缘；前扇三角洲。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
