敞流沉積環(huán)境中“淺水三角洲前緣砂體體系”研究①

張新濤 周心懷 李建平 牛成民

(中海石油(中國)有限公司天津分公司渤海油田勘探開發(fā)研究院 天津 300452)

Fisk最早將河控三角洲分為深水型及淺水型三角洲［1］，Postma將低能盆地中的三角洲分為淺水三角洲及深水三角洲兩大類，共識別出8種淺水三角洲端元［2］。近年來，淺水沉積背景下“淺水三角洲前緣砂體體系”成為研究熱點(diǎn)之一。尤其是淺水三角洲前緣砂體的形成動力學(xué)、微相構(gòu)成及內(nèi)部結(jié)構(gòu)等多個方面［3～7］。Bryan et al.［8］利用數(shù)值模擬方法對淺水三角洲前緣砂體沉積微相變化進(jìn)行研究，指出古氣候、古構(gòu)造背景及湖平面變化控制了淺水三角洲前緣砂體形成、分布;Nichols［9］對淺水三角洲前緣砂體中分流河道體系的結(jié)構(gòu)、相類型及沉積過程演化進(jìn)行探討，證實(shí)了基準(zhǔn)面變化影響河流—淺水三角洲沉積體系的幾何形態(tài)和結(jié)構(gòu);而傳統(tǒng)意義淺水三角洲前緣砂體體系受河道控制作用，通常被描述為厚度大、分布窄、分支河道富砂，河道間貧砂特征，與陸架邊緣密西西比鳥足狀三角洲類型差異較大［9～12］。

勘探證實(shí)，大型坳陷湖盆淺水三角洲前緣砂體是油氣藏勘探的重要目標(biāo)，深入系統(tǒng)研究湖盆淺水三角洲前緣砂體的形成機(jī)制、發(fā)育類型與分布規(guī)律，對于油氣勘探具有重要意義［13～16］。渤海南部海域黃河口凹陷新近系油氣勘探近年來取得突破，相繼發(fā)現(xiàn)了渤中25-1S、渤中28-34等淺水三角洲儲層砂體的大中型油田，共獲得油氣儲量近5億方，是渤海油田近年來油氣勘探亮點(diǎn)之一。許多學(xué)者對黃河口凹陷新近系明下段油氣聚集規(guī)律，成藏模式方面做了很多研究工作［17～20］。但新近系明下段層序格架的建立、體系域的劃分及層序模式研究程度相對薄弱，尤其該時期淺水三角洲前緣砂體成因類型多樣、砂體相變快，垂向、橫向上難以追蹤對比，缺乏成因研究。本文將在系統(tǒng)調(diào)研國內(nèi)外最新研究進(jìn)展的基礎(chǔ)上，結(jié)合鄱陽湖等現(xiàn)代湖泊砂體的分布特征，開展淺水三角洲前緣砂體分布實(shí)驗(yàn)?zāi)M研究，剖析黃河口凹陷淺水三角洲的形成條件與前緣砂體的成因類型，明確淺水三角洲發(fā)育的地質(zhì)背景，建立敞流沉積環(huán)境下淺水三角洲前緣砂體分布模式，探討淺水三角洲儲層油氣藏分布特征與油氣潛力，指導(dǎo)下一步油氣勘探。

1 淺水三角洲沉積背景

1．1 古地理背景

渤海海域新近紀(jì)具有構(gòu)造穩(wěn)定、沉降緩慢、內(nèi)部無分割、地形平緩、坡度小等特點(diǎn)。傳統(tǒng)研究認(rèn)為渤海海域以河流相沉積，局部發(fā)育有小規(guī)模、分隔的濱淺湖沉積，陸上沉積總體以山麓洪積相、沖積平原—河流平原相粗碎屑巖為主［21］。近年研究表明，渤中凹陷為新近紀(jì)時期渤海灣盆地沉積沉降中心，是陸源碎屑物質(zhì)最終的歸宿(圖1)。該區(qū)存在湖泊發(fā)育的直接和間接證據(jù)，如豐富的淡水湖泊生物化石、低的砂巖含量等。并以砂巖含量為依據(jù)對湖泊發(fā)育區(qū)進(jìn)行了初步預(yù)測，表明湖泊面積較前人預(yù)測有所擴(kuò)大。而在對沉積層序分析后，更發(fā)現(xiàn)了淺水三角洲沉積。

一般來說，表面波浪受水底地形強(qiáng)烈影響的水深范圍為淺水區(qū)，通常以表面波浪波長的1/2作為淺水區(qū)的下限深度，即浪基面以上為淺水區(qū)。按照淺水的概念，湖盆中可將浪基面之上的濱、淺湖區(qū)定為淺水區(qū)。湖浪大小與湖泊規(guī)模有關(guān)，如密執(zhí)安湖最大波浪的波長約為30 m，現(xiàn)代湖泊浪基面通常不超過20 m?，F(xiàn)代洞庭湖、鄱陽湖淺水湖泊的枯水期、洪水期平均水深為 6．3～8．4 m，最大水深23．5～25．1 m，湖泊面積為 2 625～3 283 km2，與黃河口凹陷新近紀(jì)時期發(fā)育面積相當(dāng)(大約為2 570 km2)，推測其黃河口凹陷淺水深度為6～9 m。

圖1 黃河口凹陷位置及構(gòu)造圖Fig．1 Location and structural map of Huanghekou sag

1．2 古氣候

湖泊對氣候轉(zhuǎn)變時期的響應(yīng)尤為敏感，進(jìn)而影響基準(zhǔn)面變化和可容納空間變化［22，23］。孢粉資料是較易獲得并能反映地質(zhì)時期氣候變化的直接證據(jù)，孢粉組合的縱向變化反映了古氣候的變化與沉積環(huán)境的變遷［24］。黃河口凹陷明下段沉積時期植被以較濕潤的熱帶亞熱帶植物組合為主，如楓香粉屬、伏平粉屬、榆粉屬、菱粉屬、粗肋孢屬、水龍骨單縫孢屬、羅漢松粉屬、鐵杉粉屬等。從區(qū)域上看，渤海海域新近紀(jì)氣候變化是早期(館陶組沉積時期)的暖溫帶—中期(明下段沉積時期)的濕潤亞熱帶到暖溫帶—晚期(明上段沉積時期)的溫帶氣候［23，25］。黃河口凹陷明下段沉積時期正是氣候的轉(zhuǎn)變時期，明下段中下部是水生及喜濕分子進(jìn)入繁盛期，說明湖泊擴(kuò)張，水域相對較廣。

2 明化鎮(zhèn)組層序格架下砂體分布特征

在陸相沉積盆地中，由于構(gòu)造運(yùn)動、氣候、湖平面的變化及沉積物供給速率等因素形成了若干個沉積間斷、不整合以及不整合可對比的整合面，這些界面將地層分成了相對整一且具有成因聯(lián)系的等時地層格架［26，27］。根據(jù)巖芯、鉆測井和三維地震剖面反射特征，通過井震標(biāo)定，對研究區(qū)內(nèi)明化鎮(zhèn)組下段層序界面進(jìn)行識別，劃分為1個三級層序、識別出低位體系域、湖侵體系域及高位體系域。

2．1 層序識別標(biāo)志

黏土礦物標(biāo)志。黏土礦物廣泛分布于地表，其組合及含量的變化記錄了物源區(qū)古氣候、古環(huán)境變化的信息，賴維成等［24］利用明下段伊利石的相對低含量帶與孢粉指示的濕熱氣候有很好的對應(yīng)關(guān)系，建立了伊利石與古氣候之間的對應(yīng)關(guān)系。黃河口地區(qū)明下段埋深小于1 500 m，屬于早成巖階段B期，成巖作用對伊利石含量的影響不大，代表風(fēng)化作用的產(chǎn)物，更具有指示氣候變化的作用。從圖2可以看出，Kl6-A井明下段伊利石的相對低含量帶與孢粉指示的濕熱氣候有很好的對應(yīng)關(guān)系，伊利石的相對高含量帶與孢粉指示的相對干涼氣候也有很好的對應(yīng)關(guān)系。另外，該井明下段高嶺石含量降低也指示了氣候變干涼的過程。

測井相標(biāo)志。黃河口地區(qū)明下段底部黏土礦物呈現(xiàn)高GR值特征。GR值呈現(xiàn)幾個階梯狀變化帶，這種旋回性變化與黏土組分、孢粉反映的古氣候變化都具有很好的對應(yīng)關(guān)系。反映不同氣候條件下黏土礦物相對含量。蒙皂石對放射性元素的吸附也會在一定程度上影響GR值的變化。因此，綜合孢粉、藻類資料、黏土礦物響應(yīng)和GR值響應(yīng)可以作為層序劃分的可靠標(biāo)志。

地震相標(biāo)志。館陶組與明化鎮(zhèn)組時期地震相差異較大，館陶組地震相表現(xiàn)為中頻弱振幅、空白反射;而明化鎮(zhèn)組下段表現(xiàn)為短軸狀、中強(qiáng)振幅反射特征，在凸起區(qū)局部可見低幅削蝕、超覆特征。明化鎮(zhèn)組不同時期地震相差異明顯。下部表現(xiàn)為短軸狀、中強(qiáng)振幅反射特征;中部為連續(xù)強(qiáng)振幅平行反射特征;上部為孤立的中強(qiáng)振幅反射特征。

2．2 體系域劃分及特征

2．2．1 體系域劃分

體系域?yàn)橥诔练e體系的組合，是構(gòu)成層序的基本單位。體系域的劃分主要是初始湖泛面和最大湖泛面的識別。初始湖泛面是指湖平面緩慢上升，由于構(gòu)造、氣候、海侵等因素的影響，使湖平面開始快速上升時的位置。穿過該界面水體突然加深，巖石粒度變細(xì)，泥巖含量增多，泥巖顏色由淺變深，常由界面下的加積型或弱退積型準(zhǔn)層序組突變?yōu)榻缑嫔系耐朔e型準(zhǔn)層序組。

圖2 KL6-A井明下段層序地層圖Fig．2 Squence stratigraphy of Well KL6-A in the low segment of Minghuazhen Formation

最大湖泛面是湖平面快速上升，岸線不斷向陸遷移至最大限度時湖平面所處的位置。該時期由于湖盆可容空間增加速率遠(yuǎn)大于沉積物供給速率，盆地中心處于沉積饑餓狀態(tài)，形成厚層的“密集段”沉積，明下段中下部地震反射層形成3～4個相位連續(xù)性好、中頻率的強(qiáng)振幅反射，全區(qū)分布穩(wěn)定，易于追蹤對比。穿過該界面砂泥巖比率變大，泥巖顏色由深變淺，界面下的退積型準(zhǔn)層序組轉(zhuǎn)變?yōu)榻缑嫔系募臃e型準(zhǔn)層序組至進(jìn)積型準(zhǔn)層序組。

2．2．2 體系域特征

根據(jù)鉆測井資料及地震資料對初始湖泛面和最大湖泛面的識別，認(rèn)為明下段層序可劃分為低位體系域(LST)、湖侵體系域(TST)和高位體系域(HST)(圖 3)。

低位體系域形成于層序發(fā)育早期，位于層序的底部，底界與層序底界一致，頂界為初始湖泛面。低位域時期為基準(zhǔn)面緩慢上升，可容納空間較小，物源供給相對充分，單層砂體較厚，垂向上以多個河道疊置為特征，測井曲線呈尖銳鋸齒狀、GR基值明顯抬高為特征，具有典型的退積序列。地震剖面上表現(xiàn)為低頻、弱連續(xù)、短軸狀、中強(qiáng)振幅反射特征，平面上呈枝狀、脈狀特征。

湖侵體系域底界面為初始湖泛面，頂界面為最大湖泛面。湖侵域時期為基準(zhǔn)面上升到最大，可容納空間增大，砂體以孤立的淺水三角洲前緣水下分流河道或決口扇為特征。測井曲線為平直低幅度指狀，準(zhǔn)層序表現(xiàn)為退積式序列，反映水體逐漸加深。地震剖面上以中頻、斷續(xù)弱振幅反射為主，間或有中頻強(qiáng)振幅反射，平面上呈朵葉狀、陀狀分布。

圖3 明化鎮(zhèn)組下段地震相特征Fig．3 Seismic character of the low segment of Minghuazhen Formation

高位體系域位于層序的最上部，底界面為最大湖泛面，頂界面為層序邊界。高位域早期基準(zhǔn)面緩慢下降，可容空間減小，主要發(fā)育進(jìn)積型淺水三角洲，面積最大可超過50 km2。高位域時期為基準(zhǔn)面快速下降，可容空間變小，河道砂體表現(xiàn)為強(qiáng)烈席狀化特征，棕紅色泥巖、花斑泥巖廣泛分布、測井曲線為低幅鋸齒狀，準(zhǔn)層序表現(xiàn)為進(jìn)積式序列特征。地震剖面上表現(xiàn)為中頻、弱連續(xù)、中強(qiáng)振幅反射特征，平面上呈席狀分布。

2．3 砂體結(jié)構(gòu)

儲層的砂體結(jié)構(gòu)又稱骨架模型(Fraltle work model)，指的是砂體的幾何形態(tài)及其在三維空間上的展布，是砂體連通性及砂體與滲流屏障空間組合分布的特征［28］。以黃河口凹陷為例，利用三維可視化、地震屬性、地層切片等技術(shù)，結(jié)合黃河口凹陷112口探井、評價井巖性資料，建立黃河口凹陷新近系明下段不同體系域內(nèi)拼合板型、孤立型、席狀型三種砂體結(jié)構(gòu)，分別對應(yīng)低位域(LST)分支河道型淺水三角洲、湖侵域(TST)砂壩型淺水三角洲、高位域(HST)席狀型淺水三角洲(圖4)。

明下段下部低位域分支河道型淺水三角洲砂體結(jié)構(gòu)為拼合板型。發(fā)育水下分流河道和河道間沉積。河道在剖面上短軸、透鏡狀，平面上呈多條不規(guī)則狀分布，砂體疊覆、河道互相切割、彼此連通性較好，砂地比為 0．30～0．40。單一水道 10～200 m 之間，但在交會處可達(dá)500～600 m，砂體在三維空間上連通性差，圈閉類型為構(gòu)造圈閉、巖性—構(gòu)造圈閉。

明下段中部湖侵域砂壩型淺水三角洲砂體結(jié)構(gòu)為孤立型。發(fā)育水下分流河道和河口壩兩種微相，末端分流河道系統(tǒng)和前緣的主河道構(gòu)成朵葉形態(tài)，多被側(cè)向或上游遷移河口壩充填，形成面積較大砂壩、砂丘。砂壩是淺水三角洲的沉積骨架，是三角洲前緣相中儲層性質(zhì)最好的一類儲層。砂地比為0．15～0．2，砂體連通性較好，圈閉類型為構(gòu)造圈閉、巖性圈閉，是黃河口凹陷淺層明下段最主要的勘探層系。

明下段上部高位域席狀型淺水三角洲砂體結(jié)構(gòu)為席狀型。早期沉積的水下分流河道、河口壩沉積受波浪改造作用，席狀化特征明顯。砂體在平面上呈席狀、片狀分布，單層砂體薄，一般不超過10 m，砂地比為0．20～0．30。砂體連通性中等，圈閉類型為構(gòu)造圈閉、構(gòu)造—巖性圈閉。

圖4 明下段淺水三角洲砂體結(jié)構(gòu)Fig．4 Sand body architecture of shallow water delta in low segment of Minghuazhen Formation

3 淺水三角洲前緣砂體沉積模式

Fisk［1］最早提出了淺水三角洲的概念。淺水三角洲沉積發(fā)育于較淺水湖泊中，沉積特征不同于一般三角洲，關(guān)于渤海海域新近系淺水三角洲報(bào)道文獻(xiàn)較多，朱偉林等［29］論述了淺水三角洲形成的古地理背景、識別標(biāo)志、淺水三角洲分布與大中型油氣田關(guān)系;張昌民等［30］從現(xiàn)代沉積入手，對淺水三角洲的沉積特征和模式進(jìn)行了討論，建立了分流河道型、分流砂壩型兩種淺水三角洲沉積模式。通過對黃河口凹陷淺水三角洲前緣砂體結(jié)構(gòu)類型研究，結(jié)合淺水三角洲相標(biāo)志、平面特征及縱向演化，建立了敞流沉積環(huán)境下淺水三角洲沉積模式。

3．1 相標(biāo)志特征

淺水三角洲由于形成的水體很淺、水底地形平坦、地貌斜坡不明顯，一般以河流的進(jìn)積作用為主，湖水波浪改造能力很弱，因而顯現(xiàn)出特有的沉積特征，具體表現(xiàn)為:相對發(fā)育的水下分流河道、不甚發(fā)育的河口壩沉積、不連續(xù)的垂向沉積層序，廣泛分布的席狀砂、類似于三角洲砂體形態(tài)，三層式結(jié)構(gòu)不明顯，以淺湖相為主的前三角洲沉積，前三角洲中極少發(fā)育重力流性質(zhì)的砂體［29］。近些年來，尤其是三維地震覆蓋，地震屬性清晰刻畫了三角洲砂體的平面分布、砂體呈朵葉狀、基本連片分布。測井相表現(xiàn)為高幅鋸齒狀、局部為漏斗狀(圖5)。

圖5 黃河口凹陷明化鎮(zhèn)組淺水三角洲沉積層序Fig．5 Sedimentary sequence of shallow water delta in lower Minghuazhen Formation in Huanghekou sag

3．2 淺水三角洲沉積模式

淺水三角洲前緣被描述為貧砂特征。近些年研究表明，古代、現(xiàn)代三角洲前緣包含復(fù)雜的砂體形態(tài)、大量末端分流河道、水下堤岸、河口壩等沉積，一些學(xué)者將其描述為淺水三角洲前緣結(jié)構(gòu)［31～35］。黃河口凹陷淺水三角洲具有河控三角洲特征，發(fā)育大量規(guī)模不等的分流河道，在淺水湖盆中，河控三角洲發(fā)育幾百條小型末端分流河道，末端分流河道特征表現(xiàn)為:①水淺、河道窄與主分流河道相比，水上水下均有分布，河口壩發(fā)育(圖6);②發(fā)育大量不同方向的主河道;③具有較低的地形沉積特征;④缺少早期深切沉積特征;⑤晚期分流河道沉積結(jié)構(gòu)代表河流相和湖盆交匯沉積過程。

不同時期，淺水三角洲前緣砂體分布不同。低位域時期，湖平面相對下降，主要發(fā)育淺水三角洲平原(水上)、淺水三角洲前緣(水下)，砂體互相切割、疊置，形成拼合板狀砂體結(jié)構(gòu)，沉積微相為水下分流河道、天然堤沉積;湖侵域時期，隨著湖平面緩慢上升，河道退積作用明顯，受波浪改造作用影響較大，砂體朵葉狀分布，形成面積較大砂壩、砂丘。高位域時期，前緣末端河道、砂壩席狀化作用明顯，前緣砂體體系中河口壩不發(fā)育，砂體在平面上呈席狀、片狀分布，主要受晚期波浪與河道共同作用的控制(圖7)。

4 淺水三角洲形成的控制因素

圖6 明下段低位域時期沉積相圖Fig．6 Sedimentary facies of in LST of low segment of Minghuazhen Formation

不同類型淺水三角洲砂體分布、疊加方式及砂體結(jié)構(gòu)受湖平面變化、古氣候、古水深、古地形坡度影響。尤其是古氣候影響的湖平面相對變化控制了淺水三角洲前緣砂體的微相類型、結(jié)構(gòu)及分布。結(jié)合現(xiàn)代沉積及水槽模擬實(shí)驗(yàn)，建立了黃河口凹陷不同體系域內(nèi)溫涼型、濕熱型兩種層序成因模式(圖 8)。

圖7 黃河口凹陷明下段敞流型淺水三角洲沉積模式Fig．7 Sendimentary model of river and shallow water delta in low segment of Minghuazhen Formation

明下段早期低位域時期(LST)為干燥溫暖性氣候、古水深為6～10m，古地形坡度小于1°，湖平面頻繁波動、河道砂體呈枝狀、脈狀分布，具有正旋回韻律沉積特征，骨架砂體為水下分流河道、天然堤，天然堤寬度為河道寬度的3～4倍，發(fā)育順直型水下分流河道，河道交叉、疊置。利用Google Earth平臺提供的衛(wèi)星照片可以研究淺水三角洲形成、分布特征。以現(xiàn)代鄱陽湖沉積為例，枯水期時期三角洲前緣砂體與明下段早期低位域砂體分布相似，砂體呈條帶狀展布，分流河道以順直型為主，并向湖內(nèi)不斷延伸且有些河道延伸較遠(yuǎn)。部分分支河道廢棄形成牛軛湖，分流間洼地積水較少。此種三角洲的發(fā)育受波浪作用影響較弱，基本不能對入湖沉積進(jìn)行改造(圖9A)。水槽實(shí)驗(yàn)?zāi)M也證實(shí)湖平面相對下降時期，河道中可容空間減少，河道以進(jìn)積特征為主。河道直接越過前期的河口沉積，形成壩上河流的沖越方式，通常被描述為厚度大、分布窄、分支河道相對貧砂的特征;隨著湖平面緩慢下降，總會使得河道不斷向前推進(jìn)，在后期的河道發(fā)育的基礎(chǔ)上進(jìn)一步河道化，總體上形成以分流河道為主的沉積方式(圖10A)。

圖8 黃河口凹陷明下段層序地層模式Fig．8 Sequence stratigraphy model of low segment of Minghuazhen Formation in Huanghekou sag

明下段中晚期湖侵域、高位域域時期(TST+HST)為濕熱溫暖性氣候、古水深為8～12 m，隨著湖平面上升、河道砂體受湖平面改造呈朵狀、坨狀分布，具有反旋回韻律沉積特征，骨架砂體為砂壩，后期演化而成砂洲、沼澤，發(fā)育砂壩型淺水三角洲(TST);隨著古水深緩慢下降、三角洲朵體受波浪、沿岸流改造作用、致使河口壩、河道砂體呈席狀、片狀分布，骨架砂體為席狀砂、濱湖砂壩，發(fā)育席狀型淺水三角洲(HST)，鄱陽湖洪水期時期三角洲前緣砂體與明下段中、晚期砂體分布相似。淺水三角洲前緣為主要沉積物卸載區(qū)，發(fā)育多級末端分流河道系統(tǒng)，與俄羅斯現(xiàn)代伏爾加河和Laptev河三角洲前緣砂體體系類似［9］。鄱陽湖洪水期發(fā)育4條水下分流河道，其中最西側(cè)的主分流河道能量強(qiáng)，入湖前發(fā)生多個末端分流河道系統(tǒng)，河道寬度在幾十米到幾百米，前緣主河道與末端分流河道系統(tǒng)構(gòu)成朵葉形態(tài)，末端分流河道與河口壩沉積密切相關(guān)，多被側(cè)向或上游遷移河口壩充填。砂壩是此類三角洲的沉積骨架，并在后期不斷接受沉積后出露水面，逐漸演化成砂洲、沼澤(圖9B)。水槽模擬研究表明，湖平面相對上升期，由于湖水上涌作用，導(dǎo)致沉積基準(zhǔn)面的抬升，從而使得河道內(nèi)的沉積量加大，沉積物大量堆積導(dǎo)致河流排水不暢，河流中的水面進(jìn)一步抬升，河流中的沉積進(jìn)一步增加，而其前部的湖水中的沉積相對較少。同時增加的河—湖之間的這種壓力差異，使得河流中的水通過主流線外的部位排入湖中，產(chǎn)生決口，進(jìn)而形成前緣河道與末端分流河道系統(tǒng)構(gòu)成朵葉形態(tài)的沉積(圖10B)。

圖9 鄱陽湖枯水期(A)、洪水期(B)沉積環(huán)境變化遙感圖Fig．9 Remote sensing image sedimentary environment change from dry season(A)to flood period(B)in Poyang Lake

圖10 實(shí)驗(yàn)?zāi)M三角洲沉積特征(A．湖平面下降期;B．湖平面上升期)Fig．10 Sedimentary characteristics of experimental simulation(A．Lake level fall;B．The rise of lake level)

5 結(jié)論

(1)黃河口凹陷新近紀(jì)渤海灣盆地具有構(gòu)造穩(wěn)定、沉降緩慢、地形平緩、坡度小等特點(diǎn);古氣候資料證實(shí)渤海海域新近紀(jì)中期(明下段沉積時期)濕潤亞熱帶到暖溫帶氣候，廣泛發(fā)育淺水三角洲及淺水湖泊沉積。

(2)黃河口凹陷新近系明下段劃分為1個三級層序，3個體系域。不同體系域內(nèi)淺水三角洲沉積前緣體系的砂體結(jié)構(gòu)具有差異性。低位域時期發(fā)育分流河道型淺水三角洲、砂體結(jié)構(gòu)為拼合板狀;湖侵域時期發(fā)育砂壩型淺水三角洲、砂體結(jié)構(gòu)為孤立狀;高位域時期發(fā)育席狀型淺水三角洲、砂體結(jié)構(gòu)為席狀特征。

(3)古氣候影響的湖平面相對變化控制了淺水三角洲前緣砂體的微相類型、結(jié)構(gòu)及分布，最終建立黃河口凹陷溫涼型、濕熱型兩種淺水三角洲沉積層序成因模式。早期分流河道型淺水三角洲水淺、河道窄，脈狀、枝狀分布;發(fā)育大量不同方向的主河道，河口壩相對不發(fā)育;晚期隨著湖平面上升，末端分流河道沉積特征表現(xiàn)為河道和湖盆交匯沉積過程，河道砂體受湖平面改造呈朵狀、坨狀分布，發(fā)育砂壩型淺水三角洲;后期在波浪改造作用下，進(jìn)一步演化而成砂洲、沼澤，形成席狀型淺水三角洲。

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