0 引言

浅水三角洲的概念是由Fisk^[1]在研究密西西比河现代三角洲沉积时首次提出的。Donaldson^[2]研究了美国阿巴拉契亚山脉晚石炭世海相浪控与河控三角洲演化序列后指出河控三角洲具有浅水三角洲沉积特征。Postma^[3]认为浅水三角洲主要发育在湖泊浪基面之上的滨湖-浅湖环境，并根据水深、河道注水速率、负载类型等因素，识别出8种浅水三角洲类型。Cornel等^[4]通过对古代三角洲和全球典型的现代三角洲的对比分析，指出河控型浅水三角洲前缘常发育不同规模的末端分流河道砂体，其延伸距离为100~300 m，砂体厚度为1~3 m。

从20世纪60年代开始，中国学者重点研究了湖盆三角洲的分类、形成机制与主控因素、微相类型及砂体结构样式等。裘怿楠等^[5-6]根据松辽盆地上白垩统姚家组、青山口组三角洲优势相带发育特征与主控因素，建立了3种三角洲的沉积模式，即分流河道占优势的三角洲、断续型水下分流河道三角洲、席状砂坝占优势的三角洲，这是我国最早的浅水三角洲分类研究的雏形。楼章华等^[7-8]根据三角洲前缘砂体特征，将浅水三角洲分为席状、坨状、枝状，并指出浅水三角洲的形状与河流作用、气候、湖口升降等因素有关。王建功等^[9]根据盆地沉积动力学特征与层序地层结构，提出了低位期、水进期、高位期等3种浅水三角洲沉积模式。邹才能等^[10]通过对鄂尔多斯盆地三叠系延长组三角洲和鄱阳湖现代赣江三角洲的对比研究，建立了毯式和吉尔伯特式2类浅水三角洲沉积模式和9种成因的结构单元。朱筱敏等^[11]探讨了气候对浅水三角洲相带发育的控制作用，指出在干旱气候条件下三角洲平原发育，而在潮湿气候条件下三角洲前缘发育。

21世纪以来，随着中国陆上油气勘探从以构造油气藏为主，转向以岩性地层油气藏和致密油气、页岩油气为主。在松辽、鄂尔多斯、准噶尔、四川等盆地斜坡及凹陷区的浅水三角洲发现了规模储层和大油气田。随着陆相盆地岩性地层油气藏勘探的持续深入，需要进一步开展坳陷湖盆浅水三角洲沉积特征与分布规律，以指导油气勘探部署和规模储量发现。本文立足于解剖松辽盆地西南部上白垩统保乾三角洲和定量解析鄱阳湖现代赣江三角洲的遥感影像，重点探讨湖盆浅水三角洲形成的地质背景、沉积特征与生长模式，以期为坳陷湖盆浅水三角洲的岩性油气藏勘探提供借鉴。

1 浅水三角洲沉积背景与主控因素 1.1 大型浅水三角洲形成的背景

在石油地质学研究中，一般按湖盆所在区域的构造活动特点，把陆相含油气盆地类型划分为断陷、坳陷和前陆三大类，其构造格局与沉积充填特征具有显著的差异^[12-13]。

断陷湖盆一般由深大断裂分割的断块相对运动形成凸凹相间的构造格局，常被分割成许多凹陷，因此，单个凹陷面积小。如渤海湾盆地面积约20万km²，包括54个凹陷和44个凸起，每个凹陷面积为几百到几千km²，其中东营凹陷的面积最大，为5 700 km²。断陷湖盆沉积格局的特点是1个凹陷就是1个沉积单元。同时，由于断陷湖盆具有构造活动强烈、古地形差异大、物源充足、湖泊水体较深、沉积相带变化快等特点，因此，一般不具备浅水三角洲形成的沉积背景，难于形成大型浅水三角洲。

坳陷湖盆以较均匀的整体构造升降为主，盆地面积大，地形平坦，边缘斜坡宽缓，中间无大的凸起分割，故可形成统一的、沉降中心与沉积中心一致的大湖。如松辽、鄂尔多斯、准噶尔等中生代大型坳陷湖盆的面积可达数十万km²，其中湖侵期古湖泊面积可达数万km²，而其水体并不很深。如在松辽盆地下白垩统青山口组一段湖侵期，湖泊面积为8.7万km²，而湖水深度约为30 m，最深处也仅60 m，不及渤海湾盆地东营凹陷等古湖泊的百米深度，因此，坳陷湖盆是大型浅水三角洲发育的理想场所，特别是在湖退期。坳陷湖盆构造背景稳定，沉积底形坡度平缓，湖区宽浅，湖浪作用微弱，因此，河流携带沉积物入湖后，通过不断分流改道逐渐搬运至湖盆中央，形成大型浅水三角洲复合沉积体系。坳陷湖盆浅水三角洲发育规模相当于一些现代海相三角洲，而远大于断陷湖盆中普遍发育的扇三角洲或辫状河三角洲。鄂尔多斯盆地延长组的沉积演化特征表明，除长7油层组沉积期湖泊面积大、水体较深外，其它油层组沉积期古湖泊面积较小、水体很浅，这为大型浅水三角洲的发育提供了良好沉积背景^[14-15]。如在长6油层组沉积期，从北部阴山南麓直到鄂尔多斯腹地，形成的安塞三角洲，就是典型的大型曲流河浅水三角洲，三角洲平原面积约18 000 km²，三角洲前缘面积约22 000 km²；在长8油层组沉积期，在陕北斜坡上发育的河流三角洲面积可达48 000 km²，在盆地西南部发育的西峰辫状河三角洲，面积也超过1万km²。目前，大型浅水三角洲是鄂尔多斯盆地岩性油气藏勘探的主体，已发现了30亿t以上的探明石油地质储量。

前陆盆地为分布于造山带外侧的强烈沉降带，以不均匀的构造沉降为主。在前陆盆地不同构造带形成的湖泊类型也不同。在冲断带—前渊带，构造活动强烈，形成的前渊坳陷湖泊，水体较深，面积相对较小，其湖泊性质类似于断陷湖泊，而在前陆斜坡带，构造活动较弱，地形宽缓，可形成类似于坳陷湖盆的沉积格局，湖泊面积较大，水体较浅，也可形成大型浅水三角洲。如四川盆地川中斜坡须家河组发育多个面积超1万km²的大型浅水三角洲。

1.2 浅水三角洲规模发育的主控因素

水文地质学将湖盆分为敞流与闭流等2种类型。研究与勘探实践均表明，敞流型湖盆是浅水三角洲规模发育的最重要控制因素。敞流型湖盆存在着敞流通道，在河流搬运大量沉积物入湖的同时湖泊注水量增大，多余湖水可沿敞流通道排出而不易形成宽阔的深水湖泊，这有利于浅水三角洲逐渐向湖盆中心延伸生长，直至充满整个湖泊。

松辽盆地在晚白垩世为典型的具有湖海通道的敞流型湖盆。研究表明，湖盆向东的出海口在今宾县附近^[16]。由于松辽盆地濒临海洋，湖泊大小与水体深浅明显受海平面升降的控制。目前，嫩江水系通过敞流通道直接入海，因而没能形成大型湖泊。曹文心等^[17]研究表明，松辽盆地在晚白垩世经历了阿尔卑期和土仑期2次海侵，对应于青山口组一、二段和嫩江组一、二段2套湖相泥岩沉积。在海侵期海平面较高，湖水无法排出，还可能存在局部海侵，这就导致松辽盆地发育水体较深的大型古湖泊，在深湖区沉积泥页岩等细粒沉积物，在湖泊周缘发育正常三角洲。

在泉头组、青山口组三段、姚家组、嫩江组三段沉积期，海平面较低，湖水通过出海口大量流出，湖泊明显变小、水体变浅，因此，大型浅水三角洲广泛发育，砂体可以沉积到湖盆中心。上白垩统泉头组—嫩江组是坳陷期沉积的主体，受盆地演化与湖平面升降控制发育2个完整的二级层序(图 1)^[18-19]。下部层序由泉头组和青山口组组成，上部层序由姚家组和嫩江组组成，2次最大湖泛面分别在青山口组一段和嫩江组二段，形成了2套优质烃源岩。松辽盆地古湖泊水体大面积进退造成浅水三角洲纵向叠置，形成了典型的“三明治”结构，生油层、砂岩储层大面积指状交错，有利于在浅水三角洲前缘形成大面积油藏^[20]。

鄂尔多斯盆地三叠系延长组的沉积演化与松辽盆地上白垩统类似。李相博等^[21]认为，鄂尔多斯中-晚三叠世原型盆地远远超出目前盆地范围。可能向东南开口与海洋相通，也属于具有湖海通道的敞流型湖盆(长7沉积期除外)，古湖泊较小，水体浅，因此，在盆地内广泛发育长6、长8大型浅水三角洲沉积，而泥质等细粒沉积物可能沉积于原型盆地中部或通过湖海通道进入海洋。

以现代湖泊为例，鄱阳湖盆地为在早白垩世形成的断陷盆地，晚白垩世-新近纪经历了复杂的构造演化过程，在第四纪盆地发生整体拗陷并持续接受沉积^[22]。现代鄱阳湖为向长江开口的典型敞流型湖盆，长江水位的高低是鄱阳湖湖面大小的主控因素之一。同时受周围河流的影响，湖面呈现出季节性变化。在夏秋汛期，由于赣江等河流的洪水入湖，加之长江水位较高，湖水不能顺畅排出甚至江水倒灌，因此湖面不断扩大而成为大湖。而在冬春枯水期，随着周围河流入湖水量的减少，加之长江水位较低，大部分湖水通过湖口流入长江，因而湖面变小，湖滩显露[图 2(a)]。历年来湖口最高水位为21.69 m时，湖面积为4 647 km²，容积为333亿m³，为中国最大的淡水湖；而湖口最低水位为5.9 m时，湖面仅占146 km²，与汛期相差32倍，容积为5.6亿m³，相差59.5倍^[23]。

通过多时相遥感影像解译和野外沉积考察验证可知，鄱阳湖主要发育三角洲沉积和敞流通道沙坝沉积以及少量的风成沙沉积[图 2(b)]。鄱阳湖周缘发育赣江、修河、抚河、信江及饶河等5条较大河流，在河流入湖沉积物卸载区均发育有三角洲^[24]，其中赣江流域面积、水量、输沙量在各入湖河流中均占首位，因而形成的三角洲面积最大可达1 544 km²。由于存在敞流通道，赣州等三角洲主力分流河道均有向敞流通道流向收敛的趋势，同时在平行通道方向可形成规模滩坝沙体，这对在古湖盆中心拓展油气勘探领域具有借鉴意义。

2 松辽盆地保乾三角洲沉积特征

以松辽盆地西南部保康水系形成的保乾三角洲为例，该三角洲的叠合面积超过3 000 km²，主要发育在上白垩统泉头组—姚家组(参见图 1)。解剖保乾三角洲沉积特征表明，保乾三角洲在不同时期分别发育深湖型和浅湖型2种三角洲沉积模式，深湖型三角洲一般呈朵叶状，浅湖型三角洲一般呈鸟足状或树枝状。

2.1 深湖型三角洲

由于受湖侵、海侵影响，青山口组一、二段沉积期主要发育深湖型三角洲，其沉积特征与正常三角洲类似。通过取心井段岩性描述，前三角洲、三角洲前缘、三角洲平原呈完整的反韵律序列(图 3)。从三角洲平原到前三角洲，砂岩由粗变细，单砂层由厚变薄。前三角洲为粉砂质泥岩夹薄层粉砂岩，常见滑塌沉积构造。三角洲前缘下部为粉砂岩和粉砂质泥岩互层，为河口坝沉积，在测井曲线上为反粒序漏斗型；三角洲前缘上部以中—细砂岩为主，夹灰色薄层泥岩，为浅湖背景下的水下分流河道沉积，分流河道底部见明显的冲刷面及含砾砂岩滞留沉积，在电测曲线上为正粒序钟型或箱型；三角洲平原在长岭凹陷分布局限，岩性以含砾中—细砂岩和泥岩互层为主。

深湖型三角洲主要发育在滨湖-浅湖-半深湖的沉积环境中，湖岸线相对稳定，亚相带分布清晰(图 4)。三角洲平原亚相以水上分流河道和河道间沉积为主，砂岩体积分数一般> 40%；三角洲前缘亚相可进一步分为内前缘和外前缘，其中内前缘是分流河道沉积物卸载的主要相带，构成了三角洲的主体，砂体分布范围广，砂岩体积分数为20%~40%，沉积微相以水下分流河道、河口坝和分流河道间为主，其中较早期形成的河口坝由于受后期分流河道延伸的侵蚀，通常不能完整保留下来，因此在纵向上大多数与分流河道直接接触，二者之间的冲刷构造清晰。受湖水顶托的影响，水下分流河道难以延伸至浅湖—半深湖区，物源供给不充分，三角洲外前缘的范围较小，一般呈席状砂坝围绕着内前缘分布；沉积微相以受波浪作用改造的席状砂为主，波状层理发育，单层厚度一般 < 1 m，砂岩体积分数一般 < 20%。前三角洲亚相以浅湖-半深湖泥岩沉积为主，夹小型透镜状滑塌浊积岩。

2.2 浅湖型三角洲

泉头组四段、青山口组三段和姚家组沉积时期湖泊水体较浅，其沉积作用以滨浅湖和分流河道沉积为主，因此浅湖型三角洲普遍发育。青山口组一、二段沉积时期，物源主要来自西南的保康水系；至青三段沉积时期，西南物源供给不充分，西北方向的英台水系物源供给增加。青三段分流河道是砂岩沉积的主体，岩性较细，以细砂岩、粉砂岩为主，单砂层厚为2~5 m；分流河道间有越岸的粉砂岩沉积，紧邻分流河道呈条带席状分布，厚度一般 < 1 m。“浅湖型”三角洲垂向沉积序列不完整[图 3(b)-(c)]，为分流河道与滨浅湖交互沉积，夹薄层席状砂坝，河口坝不发育，测井曲线组合往往呈指型或漏斗型。

泉头组四段为盆地坳陷早期沉积，其湖泊水体浅，范围较小，沉积作用以分流河道为主。该时期在松辽盆地南部物源充足，水系发育，发育三角洲前缘水下分流河道砂体，岩性以中—细砂岩为主，测井曲线组合多为钟形或箱型，单砂层厚度较大。大型板状与波状交错层理发育，垂向序列为分流河道的多期叠置[图 3(c)]。在分流河道间以浅棕色泥岩沉积为主，但在与分流河道砂岩底部与顶部接触的薄层泥岩呈浅灰色，表明分流河道仍是在较浅湖背景的水下沉积。滨浅湖以浅棕色泥岩与浅灰色泥岩间互沉积为主，表明某些时期仍然存在稳定的浅湖。

浅湖型三角洲与深湖型三角洲沉积模式的最大不同就是沉积相带不完整，亚相不易划分，骨架砂体以分流河道为主，平面上呈网状结构，这是浅水三角洲储集层空间分布的重要特征。受季节性气候影响，浅湖的湖平面变化频繁，洪水期和枯水期湖岸线不断迁移，因此，滨湖和浅湖的界线不易区分，因而统称为滨浅湖。浅湖型三角洲沉积微相主要为分流河道与分流河道间沉积。分流河道微相以中—细砂岩沉积为主，分流河道间微相以粉砂质泥岩、泥质粉砂岩沉积为主。在靠近分流河道附近可发育越岸沉积，偶见小型决口河道沉积。

以保乾三角洲青三段第10砂层组为例，利用300余口井资料，采用“多图叠合”的方法开展沉积微相编图，即应用砂岩厚度图确定三角洲的宏观形态，应用砂岩百分比图确定古物源方向和位置，应用单层厚度> 2 m的砂层确定分流河道的位置，并在此基础上综合编制沉积微相图(图 5)。青三段第10砂层组物源方向较青一、二段有明显偏转，西南物源不再发育，而以西北英台物源体系为主，三角洲形态明显呈树枝状，水下分流河道砂体延伸较远，主分流河道在平面上呈结网状分布；分流河道单砂层厚度一般> 2 m，累计厚度一般> 10 m；水下分流河道间以越岸沉积的席状砂坝为主，单砂层厚度一般 < 1 m，累计厚度一般不超过6 m。

3 鄱阳湖赣江中支三角洲生长模式

遥感对地观测技术具有全局成像、历史存档、动态观测的优势，是开展现代沉积研究的重要手段。通过处理分析鄱阳湖1973-2020年15景遥感影像，并结合野外现场验证，完成鄱阳湖沉积微相遥感解译，重点解析赣江中支三角洲生长规律与分流河道结网状骨架沙体形成的动态过程。

3.1 鄱阳湖沉积特征

鄱阳湖盆地面积约为8 500 km²，主要发育3种类型沙体，即三角洲分流河道沙体、敞流通道沙坝和风成沙[参见图 2(b)]。

3.1.1 三角洲沉积

鄱阳湖中南部三角洲广泛分布，其中赣江三角洲发育最完整，规模最大。赣江流过南昌后地势开阔平坦，水系分为4支呈辐射状伸向湖区，并进一步分叉，形成典型的树枝状三角洲。抚河、修河和信江下游水系受到湖滨阶地与赣江水系的约束，三角洲发育规模相对较小，形态不规则，其河口段与赣江分支河道汇合形成复式三角洲。饶河在五河中水量和输沙量最小，三角洲发育时间短，河口充填物的补偿速度不及水侵造成的水位上升速度，三角洲生长缓慢。

遥感影像显示赣江三角洲总体上呈扇形，其前缘呈不规则的弧形，弧的2个端点分别位于吴城镇和三江口。现阶段三角洲平原与三角洲前缘界线较清晰，三角洲平原自南昌附近水系分叉为始，分流河道蜿蜒向前，延伸约40 km，至洪水期水位线为止，形成较规则的扇形。在三角洲平原上以分流河道为主，局部发育分流间湾沉积。在近50年的遥感影像记录中分流河道发生了小幅迁移，并向前不断推进，但未见明显的改道。

在强枯水期部分三角洲前缘相带出露水面，在洪水期则全部淹没于水下。分流河道向湖中延伸的部分继续分叉，分化为更小更多的水下分流河道。三角洲前缘相带向湖延伸10~20 km。在整个鄱阳湖盆地内，未见到典型的河口坝沉积，推测在此三角洲的近代发育史中，即使偶有河口坝发育，也会很快被分流河道改造而未能保留下来。野外考察证实，细沙主要沉积在分流河道中，在不同尺度下的影像上均可观察到此特征(图 6)；分流河道外的天然堤和越岸沉积以粉—细沙为主，但分布范围有限。三角洲前缘外带发育小型河口坝和席状沙，厚度较薄，以粉沙为主，推测随着后期分流河道不断向湖延伸而被改造，不易完整地保留下来。

3.1.2 敞流通道沉积

鄱阳湖是在新构造运动的背景下，由赣江古河道演变而来，现今仍然存在着1条南北向展布的水下河道。该河道从湖区南部的赣江南支、抚河和信河3江汇流处开始，纵穿至松门山，继续向北在湖口汇入长江，形成鄱阳湖盆地的敞流通道。伴随着敞流通道的摆动，三角洲前缘分流河道沙体被改造后再次搬运，形成敞流通道沙体。敞流通道北部接近长江，受吞吐流作用影响较大，而南部汇集赣江南支、抚河和信河的来水，受牵引流作用影响较大。湖盆中心敞流通道受吞吐流和牵引流的共同作用，形成了平行通道方向的敞流通道沙体。敞流通道的宽度为2~3 km，两侧沙体最大宽度达4.5 km，面积可达400 km²。敞流通道沙体以细沙和粉沙为主。

3.1.3 风成沉积

鄱阳湖西侧的庐山山体呈NE—SW走向，且鄱阳湖湖口段湖面呈狭窄的瓶颈状，走向为NNE向。该区域全年的风向以NNE向为主，平均风速达3 m/s以上^[25]。通过遥感影像分析，鄱阳湖湖口线性风蚀地貌发育，并且线性风蚀的走向与鄱阳湖主导风力一致，均呈NNE向，湖颈口的沙体在NNE向风力的作用下被扬起，广泛的沉积在鄱阳湖湖区，其中粒度较粗的先沉降下来，形成湖颈口南部的松门山滩坝。松门山为典型的风成滩坝沉积，以中沙为主。滩坝沙体长度约为14 km、最大宽度为2.6 km，最大厚度为70余m，风成沙面积为68.5 km²。

3.2 赣江中支三角洲发育演化与结网状骨架沙体的形成

赣江在南昌附近分叉后，最终以南支、中支、主支和北支等4支汇入鄱阳湖。枯水时节赣江北支汇入中支，途经中支前缘朵体后进入鄱阳湖，赣江中支前缘朵体是近年来生长最快且保存完好的三角洲朵体(图 7)

3.2.1 三角洲发育特征

赣江在三角洲平原上分叉成4条分流河道。总体上北侧2支分流河道的弯曲度大于南侧2支。分流河道在三角洲平原远端继续分流，入湖前演化为8条分流河道，其中北支河道因能量强而未发生分流。分流河道入湖后又进一步分叉，形成三角洲前缘水下分流河道，并向敞流通道收敛直至相连。赣江中支三角洲前缘的多条小型分支河道在平面上正体呈扇形。

枯水期鄱阳湖湖面缩小，洪水期淹没于水下的分流河道出露，显现出低弯度曲流河或顺直河特征。三角洲平原上部分分支河道因河道迁移改道废弃，洪水期与主湖区相连的分流间湾在枯水期与主湖区隔离，形成平原沼泽或残留湖。赣江中支三角洲的发育演化主要表现为分流河道不断向前延伸，并进一步分叉，从而不同时期的三角洲朵叶体在平面上连片分布。

3.2.2 骨架沙体生长模式

赣江三角洲是河流强注入受季节性湖水水位变化控制的进积型三角洲，河流输沙是三角洲生长的主要动力和物质基础，因此，三角洲的沉积微相中分流河道的发育演化是表征三角洲生长模式最为重要的要素。赣江中支前缘朵体是近年来生长快且保存完好的三角洲朵体。

以赣江中支三角洲前缘朵体上的分流河道沙为动态监测对象，开展三角洲动态生长过程的定量分析。在1973-2018年的45年间，赣江三角洲的中支前缘生长最快，朵叶体向湖方向推进了3 km，河道总长度由124 km增加到203 km(图 7)。赣江中支河道以NW向入湖，形成2个较大的分支。在三角洲的沉积演化过程中，分流河道先呈树枝状发育，渐渐汇合并向前继续推进。平面上表现为分流河道近端呈结网状、远端呈树枝状的发育模式[图 8(a)]。通过对赣江中支右翼的三角洲前缘进行多时相的精细解译，清晰地反映了浅水三角洲骨架沙体生长的过程：中支右翼在1973—1984年，2个相互分隔的较大分流河道系分别向NNE向、NEE向延伸，支流只分叉而未交汇，分流河道沙体总体呈树枝状分布。这10年间，朵叶体快速生长，分流河道前端向湖快速推进了近1.1 km[图 7(a)-(b)，图 8(b)-(c)]。再到1995年，2个分支河道开始汇合，逐渐结网[图 7(c)]，在2006年结网完成，河道汇合后继续分流并向前呈树枝状延伸[图 7(d)-(e)，图 8(d)-(e)]。

赣江三角洲多时相的生长要素定量变化分析表明，赣江三角洲分流河道的动态生长过程是从从树枝状向结网状演化，这种模式可为预测古浅水三角洲有利储集砂体提供现代沉积实例。

4 大型浅水三角洲与油气藏勘探

21世纪以来大型坳陷湖盆已成为我国碎屑岩岩性地层油气藏勘探和规模增储的主体。近年来，在鄂尔多斯盆地西峰、姬塬，松辽盆地长岭、古龙凹陷，准噶尔盆地玛湖凹陷等发现了多个岩性地层大油气区。其中在各个盆地广泛发育的大型浅水三角洲是岩性油气藏大面积成藏的储层基础。

中国中东部的大型坳陷湖盆是在克拉通基底上发育起来的，湖盆基底经历了早期的剥蚀夷平以及填平补齐作用，因此，在盆地坳陷阶段，湖底坡度平缓，坡降比低，使得湖盆水体总体较浅，沉积体系向湖盆腹地延伸的距离长。坳陷湖盆的沉积层序受湖平面升降的影响明显，在湖平面上升湖侵期，古湖泊水域广，水体较深，发育了有机质丰富的规模烃源岩；在湖平面下降湖退期，古湖泊水域缩小，水体变浅，浅水三角洲向湖盆腹地推进，发育以分流河道砂体为主的规模储层。这种有序的湖侵和湖退，导致规模烃源岩与规模储层在坳陷湖盆的中央间互发育，在纵向上呈现典型的“三明治”结构^[20]。研究表明，鄂尔多斯盆地延长组长9-长4+5油层组、松辽盆地上白垩统泉头组—嫩江组，均具有类似的“三明治”结构(参见图 1)。与湖侵期规模烃源岩充分接触的浅水三角洲砂体具有近源成藏优势，可形成大面积的岩性油气藏。

通过现代湖盆与海相三角洲的研究表明，三角洲也属于“事件性”沉积，可不断生长壮大，不同时期形成的三角洲朵叶体可拼接而成大型三角洲体系。如现代黄河三角洲就是黄河在1855年改道入渤海形成的，现已形成了近1万km²的大型三角洲。解剖发现其由多个朵叶体组成，砂体主要分布在分流河道内^[26-27]。鄱阳湖赣江三角洲大约在1 500年前开始形成。由于受人为改造，早期三角洲朵叶体已难以辨认。通过1973年以来的遥感影像追踪，赣江中支水道又可分为西、中、东等3条次级水道，在其入湖区域分别形成3个朵叶体(参见图 7)，2006年以前西次级水道朵叶体发育快，2006年以后中、东次级水道朵叶体发育较快。

分析认为，古湖盆浅水三角洲类似于现代鄱阳湖赣江三角洲生长模式。在滨浅湖沉积环境下，盆外河流入湖首先在近岸带形成早期三角洲朵叶体，随着分流河道不断向湖延伸与改道，一期又一期的朵叶体不断形成，最终多期朵叶体连接成片，组成大型浅水三角洲体系，并且相互联通的分流河道呈结网状。

松辽盆地南部泉头组四段浅水三角洲广泛发育，各砂层组三角洲体系均是由多期多个三角洲朵叶体复合而成，分流河道的不断生长与演化，导致三角洲主体部位的分流河道呈结网状(图 9)。从三角洲平原到湖盆中央，河道逐级分叉，宽度逐渐变窄，砂层逐渐减薄。据乾安地区让11开发区小层沉积微相，单个分流河道的宽度为2~3 km，单砂层的厚度为3~6 m。储集岩以浅水三角洲分流河道砂为主，有利于形成岩性圈闭。松辽、鄂尔多斯等盆地勘探实践证实，浅水三角洲结网状分流河道的分布控制了岩性油气藏的富集程度。

5 结论

(1) 三角洲砂体是我国中、新生代大型陆相含油气盆地油气勘探的主体。在断陷、坳陷和前陆3种陆相盆地中，在坳陷湖盆与前陆湖盆的斜坡带，沉积底形平缓，湖区宽浅，湖浪作用微弱，河流携带沉积物可长驱入湖，形成大型浅水三角洲沉积体系。敞流型湖盆导致的湖平面频繁升降是浅水三角洲的纵横向发育规模的主要控制因素。

(2) 松辽盆地南部保乾三角洲(上白垩统泉头组—嫩江组)由深湖型与浅湖型2种三角洲构成。深湖型三角洲主要发育于湖侵期，三角洲平面形态一般呈朵叶状，沉积微相以水下分流河道、河口坝和分流间湾为主；浅湖型三角洲广泛发育于湖退期，三角洲形态一般呈鸟足状或树枝状，相带分异不明显，沉积微相以分流河道和分流河道间为主，其中分流河道在平面上呈结网状展布。

(3) 在鄱阳湖的湖盆中心主要发育三角洲分流河道、敞流通道和风成沙等3种沙体类型，其中敞流通道砂体具有一定规模。三角洲从入湖到湖盆中央的延伸表现为分流河道从分散的树枝状生长为闭合的结网状，这可为拓展陆相湖盆岩性油气藏勘探提供借鉴。

(4) 坳陷湖盆有序的湖侵和湖退是盆地中央规模烃源岩与规模储层间互发育的控制因素。大型浅水三角洲体系是由多期三角洲朵叶体在平面上拼接复合而成，随着分流河道不断向湖盆中央延伸与改道，在平面上呈结网状，分流河道砂体大面积分布，并与烃源岩在纵向上叠置成典型的“三明治”结构，从而控制了岩性油气藏的分布与富集。

致谢: 在研究过程中长期得到了中国石油勘探研究院邹才能院士、顾家裕教授、朱如凯教授，中国地质大学(武汉)卢宗盛教授，中国石油吉林油田分公司江涛教授、王颖高级工程师，中国石油长庆油田分公司姚泾利教授、邓秀芹教授的指导与帮助，在此表示衷心感谢！