沖決：河道演化關(guān)鍵環(huán)節(jié)的綜述與討論

摘 要 有關(guān)沖決的研究已充分應(yīng)用于地質(zhì)學(xué)、地貌學(xué)、水工學(xué)等領(lǐng)域，但尚未受到國內(nèi)沉積學(xué)家的充分重視。在梳理相關(guān)爭議性問題的基礎(chǔ)上，綜述并討論有關(guān)沖決概念、成因、演化、識(shí)別、應(yīng)用等關(guān)鍵問題。主要成果包括：（1）闡述沖決的概念，以及沖決與決口、改道的異同，并建議使用狹義的沖決概念來解釋大規(guī)模的河道改道；（2）明確坡度比是沖決的主要控制因素，天然堤的抗沖性（砂質(zhì)天然堤還是泥質(zhì)天然堤）、泛濫平原的地貌特征（地表植被，水位，排水狀況，廢棄河道）是河道沖決的次要控制因素；（3）總結(jié)了沖決的演化模式與識(shí)別標(biāo)準(zhǔn)，提出了適用于儲(chǔ)層沉積學(xué)的分類方案；建議國內(nèi)的沉積學(xué)家使用決口型沖決與廢棄河道再占用型沖決識(shí)別不同的河道類型與演化方式，或使用地層過渡型沖決與地層突變型沖決的分類方案來區(qū)分河道之間的疊置關(guān)系；（4）討論了沖決在儲(chǔ)層構(gòu)型、河型轉(zhuǎn)化等當(dāng)前熱點(diǎn)問題中的應(yīng)用前景。建議引入沖決的概念來完善儲(chǔ)層構(gòu)型領(lǐng)域5級(jí)構(gòu)型的演變、大型河道化體系的地質(zhì)知識(shí)庫的建立，以及異旋回對(duì)儲(chǔ)層構(gòu)型的影響；補(bǔ)充河型轉(zhuǎn)化當(dāng)中大型單一河道與網(wǎng)狀化河道相互轉(zhuǎn)化的沉積模式。有關(guān)沖決問題的綜述與討論為儲(chǔ)層沉積學(xué)家恢復(fù)古河道演化方式，建立更加精準(zhǔn)的地質(zhì)模型提供更多的科學(xué)依據(jù)。

關(guān)鍵詞 沖決；河道演化；決口扇；儲(chǔ)層構(gòu)型；砂體疊置；河型轉(zhuǎn)化；曲流河；改道

第一作者簡介 陳薪凱，男，1990年出生，博士研究生，工程師，油藏評(píng)價(jià)綜合研究，E-mail： chenxk_cq@petrochina.com.cn

通信作者 周樹勛，男，高級(jí)工程師，油藏評(píng)價(jià)，E-mail： zsx_cq@petrochina.com.cn

中圖分類號(hào) P512.2 文獻(xiàn)標(biāo)志碼 A

0 引言

沖決一詞在英文中為avulsion，后推廣應(yīng)用于有關(guān)河道研究的諸多領(lǐng)域。有關(guān)沖決的研究成果有助于地貌學(xué)家探索沖積平原上地貌的形成與演化，有利于沉積學(xué)家重建古河道的歷史演變、有益于水利工程師控制城市河道流體的走向[1]。在沉積學(xué)領(lǐng)域，河流在洪泛期的決口與沖決，驅(qū)使流體與沉積物進(jìn)入泛濫平原，并促使泛濫平原加積或河道演化；沖決頻率、河道遷移速率以及凈沉積速率決定了泛濫平原上河道、廢棄河道、越岸沉積的豐度與幾何形態(tài)[2?6]。在沖積扇或三角洲沉積當(dāng)中，沖決促進(jìn)分流河道延伸與廢棄的不斷循環(huán)[7?8]。

在國外的研究當(dāng)中，沖決的概念、成因、演化模式、識(shí)別方式等諸多環(huán)節(jié)還存在較多的爭議[1?8]。首先，部分學(xué)者所提出的沖決概念與決口、改道頗為相近，有必要闡明沖決的狹義與廣義概念，以及使用范疇。其次，在沖決的控制因素方面，超高、標(biāo)準(zhǔn)化超高、坡度比等關(guān)鍵參數(shù)的影響相近但含義不同，且坡度比變化、洪水激發(fā)、河道阻塞等經(jīng)典控制因素，正在受到有關(guān)泛濫平原的地形地貌、天然堤的抗沖性等研究的挑戰(zhàn)，有必要對(duì)這些控制因素的研究進(jìn)展進(jìn)行對(duì)比討論。第三，在有關(guān)沖決的演化模式與識(shí)別方法方面，基于現(xiàn)代沉積的研究主要側(cè)重河道的演化樣式，而基于古代露頭的研究則側(cè)重于砂體的疊置關(guān)系，有必要對(duì)比前人分類方案與識(shí)別方法，為沉積學(xué)家在利用鉆井?dāng)?shù)據(jù)、露頭數(shù)據(jù)、地震數(shù)據(jù)進(jìn)行砂體精細(xì)刻畫時(shí)提出相應(yīng)的識(shí)別方案。

此外，有關(guān)沖決的研究尚未受到國內(nèi)沉積學(xué)家的足夠重視，國內(nèi)的學(xué)者常使用沖裂[9]、沖決[10]、沖裂決口[11]、改道[12?13]等近義詞分別闡述大規(guī)模的決口改道事件[9]、河道分叉后所形成的廢棄河道類型[10]、新一期河道的演化階段[11]、淺水三角洲的改道與改道的破壞作用[12?13]等，但尚未對(duì)沖決進(jìn)行專門的引進(jìn)與討論。有必要在對(duì)比討論國內(nèi)外有關(guān)沖決研究的基礎(chǔ)上對(duì)沖決概念、成因、演化、識(shí)別、應(yīng)用等關(guān)鍵問題進(jìn)行總結(jié)歸納，并結(jié)合當(dāng)前儲(chǔ)層構(gòu)型、河型轉(zhuǎn)化等熱點(diǎn)問題進(jìn)行討論，從而為儲(chǔ)層沉積學(xué)家恢復(fù)古河道的演化方式，建立更加精細(xì)的地質(zhì)模型提供更多的科學(xué)依據(jù)。

1 沖決的概念

1.1 沖決的定義

沖決在英文中為avulsion，最早起源于醫(yī)學(xué)術(shù)語[14]，在國內(nèi)的醫(yī)學(xué)領(lǐng)域常被翻譯為撕脫或撕裂。在地質(zhì)學(xué)領(lǐng)域，早期Allen[15]將沖決定義為河道遷移至泛濫平原的低洼處導(dǎo)致（沖決點(diǎn)下游）曲流帶的突然廢棄。Makaske[16]認(rèn)為Allen對(duì)沖決的定義僅僅包含曲流河，而辮狀河中新河道的再次形成與網(wǎng)狀河中分流河道的形成都應(yīng)該屬于沖決的范疇，且新河道的形成并不一定伴隨著現(xiàn)有河道帶的突然廢棄，因此以“河道”代替“曲流帶”，并舍棄“（沖決點(diǎn)）下游河道的突然廢棄”，將沖決定義為當(dāng)前河道中的流體發(fā)生改道（diversion）進(jìn)入泛濫平原，最終形成新的河道帶。與前人不同的是，Mohrig et al.[1]考慮了廢棄河道的重新占用（reoccupation），并將avulsion定義為流體快速流出原先穩(wěn)定的河道帶，并進(jìn)入相鄰泛濫平原新的流體通道內(nèi)。

在沖決的定義方面，目前多數(shù)學(xué)者認(rèn)為沖決一詞僅限于生成新的河道帶，即大規(guī)模的改道事件；但也有部分學(xué)者將沖決的概念應(yīng)用于河道的短期改道，比如辮狀河中河道的遷移或曲流河的截彎取直[17?18]。簡而言之，廣義的沖決概念可以指代所有河道化體系的改道現(xiàn)象，但狹義的沖決概念（多數(shù)學(xué)者接受的概念）是指流體快速流出原先穩(wěn)定的河道帶，侵蝕泛濫平原，或占用泛濫平原中的廢棄河道，最終形成新的河道帶。鑒于截彎取直、河道廢棄等概念在油藏描述中已經(jīng)廣泛應(yīng)用，且這些概念在解決單砂體刻畫時(shí)有著良好的應(yīng)用效果[10，19?21]，本文推薦使用沖決的狹義概念，即僅使用沖決一詞形容大規(guī)模的河道改道現(xiàn)象。

1.2 沖決與決口、改道的異同

1.2.1 沖決與改道

沖決是改道（diversion）的近義詞，早期Fisk就只使用改道一詞對(duì)密西西比河的沖決現(xiàn)象進(jìn)行描述[17]，國內(nèi)的水工學(xué)家也常使用“ 改道”一詞來形容avulsion[22?23]。Mackey et al. [24]在沖積地層的模擬中，使用“河道改道（沖決）”的表達(dá)方式對(duì)與沖決相關(guān)的內(nèi)容進(jìn)行論述。而前人也多使用改道（diversion）一詞對(duì)沖決的定義進(jìn)行說明[1，15?16]。鑒于早期沖決的概念主要應(yīng)用于大規(guī)模的流體改道[1，15?17]，狹義的沖決概念在某種程度上可以作為大規(guī)模改道的近義詞。但又因?yàn)槟壳皼_決概念在沖積扇、辮狀河、泛濫平原（曲流河和網(wǎng)狀河）、三角洲體系等諸多改道事件中廣泛應(yīng)用[1?8，25?26]，很難將廣義的沖決概念與改道區(qū)分開來，可以將廣義的沖決概念作為改道的近義詞。

1.2.2 沖決與決口

多數(shù)沖決與決口扇相伴生，因此國內(nèi)的學(xué)者多使用沖裂決口或沖決來描述與決口相伴生的沖決現(xiàn)象[9?11]。隨著主河道中的流體不斷匯入決口水道并不斷延伸，此時(shí)成長的決口水道可能捕獲主河道中的多數(shù)流體甚至全部流體，并最終引發(fā)大規(guī)模的改道（沖決）[27?28]。無論是現(xiàn)代沉積[27?28]，還是古代露頭[29]，都可以觀察到這一決口水道不斷延伸所引發(fā)的沖決現(xiàn)象，而這種與決口扇伴生的沖決類型通常被命名為決口型沖決或前積型沖決[17]。

在區(qū)分沖決與決口方面，Nienhuis et al.[30]認(rèn)為如果決口在短暫的時(shí)間內(nèi)愈合，則不發(fā)育沖決，如果決口水道繼續(xù)延伸，則可能演化為沖決；Kraus et al.[29]認(rèn)為，與決口扇相比，沖決覆蓋面積更大（沖決可以涵蓋數(shù)百平方千米），持續(xù)時(shí)間更長（沖決通常大于100年，而決口通常幾天到數(shù)年），且沖決河道與主河道（舊河道）大多呈平行或亞平行；而Makaske et al. [31]在對(duì)巴西的西南部、Pantanal盆地、Taquari扇體的觀察分析中，則簡單地將流體改道超過舊河道滿岸流體50%的稱為沖決，反之則稱之為決口。

2 沖決的成因

沖決的成因（控制因素）有多種，中國歷史上黃河的沖決大多由河道淤積與水文洪水引發(fā)[32?33]；1873年加拿大東Saskatchewan河的大型沖決由河道的冰塞（ice jam）觸發(fā)[27?28]；非洲Okavango扇體的沖決主要由植被的生長引發(fā)河道堵塞與堆積所致[34]。

在數(shù)值模擬當(dāng)中，Heller et al.[5]使用超高（superelevation，即河流滿岸的水位高程與相鄰泛濫平原最小高程之間的差值）作為衡量沖決的主要因素（圖1）；Mackey et al.[24]使用橫穿河谷的坡度Scv（crossvalleyslope）與順谷河道帶坡度Sdv（down-valleychannel-belt slope）的比值Scv/Sdv作為河道調(diào)整至沖決門限的關(guān)鍵因素；Slingerland et al.[35]模擬發(fā)現(xiàn)，當(dāng)決口坡度與順流坡度比大于5時(shí)，河道將產(chǎn)生沖決。坡度的影響可以簡單地理解為，當(dāng)順流坡度較大時(shí)，流體與沉積物傾向于向下游匯聚，因此沖決較少；而當(dāng)橫向坡度較大時(shí)，流體與沉積物趨向于溢出天然堤，并進(jìn)入泛濫平原的低洼處。

Jones et al. [36]使用沖決的潛在坡度Sa（slope ofthe potential avulsion course）與現(xiàn)有河道坡度Se（theslope of the existing channel）的比值Sa/Se作為引發(fā)沖決的關(guān)鍵因素，并將沖決的成因歸因于三大類（表1、圖2）：（1）Se下降導(dǎo)致Sa/Se增加；（2）Sa增大導(dǎo)致Sa/Se增加；（3）Sa/Se不變，但河道攜帶流體與沉積物的能力發(fā)生改變。在大多數(shù)情況下，這些因素的一部分可以共同使河流接近沖決門限，隨后的觸發(fā)事件（主要是洪水）將會(huì)導(dǎo)致河流超過沖決門限并產(chǎn)生沖決。但是使用Jones 的方案[36]需要注意以下幾點(diǎn)：（1）Jones所說的Sa是指沖決的潛在坡度（slope of thepotential avulsion course）[36]，可以理解為沖決最大趨勢(shì)方向的坡度，該方向可能與河道垂直或斜交（注意與Mackey所說的橫穿河谷方向[24]區(qū)分，Mackey采用的是垂直河道的坡度）；（2）沖決的觸發(fā)機(jī)制通常是洪水事件，但河道的沖決并不一定由大型洪水所引發(fā)。當(dāng)河道調(diào)整接近沖決門限時(shí)，只需小型的洪水，即可產(chǎn)生沖決[31]；（3）Jones所說的基準(zhǔn)面下降誘發(fā)沖決[36]（在海相體系或海陸過渡相體系中，基準(zhǔn)面通常是指海平面[37]），是指當(dāng)海（湖）平面下降時(shí)，導(dǎo)致湖底或者大陸架暴露，此時(shí)當(dāng)河流流入湖底或大陸架時(shí)，隨著河道順流坡度（Se）的降低，導(dǎo)致Sa/Se增加，最終可能導(dǎo)致河道的沖決。這一現(xiàn)象需要與Stouthameret al.[38?39]所強(qiáng)調(diào)的基準(zhǔn)面（海平面）快速上升促進(jìn)沖決相區(qū)分，因?yàn)镾touthamer et al.[38?39]強(qiáng)調(diào)的是基準(zhǔn)面（海平面）快速上升導(dǎo)致順流坡度（Se）急劇下降，從而引發(fā)較高的沖決頻率；（4）除坡度比外，Mohrig et al.[1]增加標(biāo)準(zhǔn)化超高（normalized superelevation，即超高與流體深度的比值）作為衡量沖決的第二個(gè)重要指標(biāo)，認(rèn)為不同規(guī)模的河道體系，其天然堤超高相差巨大，使用超高與流體深度的比值有利于在對(duì)比不同規(guī)模的河道體系時(shí)對(duì)超高進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化處理（圖1）。

超高[5]、標(biāo)準(zhǔn)化超高[1]、坡度比[24，36]等關(guān)鍵參數(shù)在沖決的成因方面廣泛應(yīng)用，并作為沖決前河道不斷調(diào)整并接近沖決門限的關(guān)鍵參數(shù)，或者被稱作沖決的關(guān)鍵性前置因素。但其重要性也受到部分學(xué)者的挑戰(zhàn)。Rajchl et al.[40]探討了泥炭的差異壓實(shí)對(duì)沖決的影響，但差異壓實(shí)的結(jié)果仍然是局部坡度的改變。Aslan et al.[41]認(rèn)為，密西西比河流域橫穿河道與順河道的坡度之比為16～100，這些數(shù)值遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過了Slingerland數(shù)值模擬中的沖決門限[35]，但是下密西西比河谷中的沖決事件卻很少，這一結(jié)果表明數(shù)值模擬過程中應(yīng)當(dāng)減少對(duì)坡度優(yōu)勢(shì)（gradient advatages）的過分強(qiáng)調(diào)，增強(qiáng)對(duì)其他因素的關(guān)注，如泛濫平原的地形等。Makaske et al.[31]對(duì)巴西西南部Taquari扇體的觀測(cè)結(jié)果顯示，砂質(zhì)天然堤是中扇區(qū)域決口沖決產(chǎn)生的主要因素之一，應(yīng)當(dāng)重視天然堤的抗沖性。Nienhuis et al.[30]通過數(shù)值模擬，認(rèn)為植被促進(jìn)沉積物在泛濫平原中沉積，并減少侵蝕作用，沒有植被覆蓋的泛濫平原更容易產(chǎn)生沖決。

隨著露頭調(diào)研與數(shù)值模擬的不斷深入，坡度變化（包括海平面升降、構(gòu)造變化、天然堤加積、泛濫平原加積、差異壓實(shí)、河道的延伸與側(cè)向加積對(duì)坡度比的改變）[1，5，17，，24，31，，35?36，38?39]、天然堤的抗沖性（砂質(zhì)天然堤還是泥質(zhì)天然堤）[31，41]、泛濫平原地貌（地表植被、水位、排水狀況、廢棄河道）[1，30?31，40?41]均可以作為影響沖決的前置因素，在這些因素的綜合作用下，河道不斷調(diào)整并接近沖決門限，并在一定的觸發(fā)機(jī)制（洪水、構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、河道堵塞等）下產(chǎn)生沖決。但每種研究手段各有利弊，在探究沖決的成因方面，現(xiàn)代沉積的觀察最為真實(shí)，但大型沖決的時(shí)間跨度少則數(shù)十年多則數(shù)千年，很難觀察到?jīng)_決的整個(gè)環(huán)節(jié)；數(shù)值模擬可以提供最為便利且跨度更長的沖決過程，但是在參數(shù)的設(shè)計(jì)與模型的精度上又很難達(dá)到真實(shí)河道的水平。只有將這些研究成果相互對(duì)比，不斷改進(jìn)，才能得到更為準(zhǔn)確的結(jié)果。

3 沖決的演化模式與分類方案

前人主要根據(jù)現(xiàn)代沉積中河道的演化樣式[27，41?43]與古代露頭中砂體的疊置關(guān)系[1，29，44]對(duì)沖決進(jìn)行分類，常用的沖決類型為決口型沖決、下切型沖決、廢棄河道再占用型沖決等（表2）。其中決口型沖決與廢棄河道再占用型沖決的定義，主要源自對(duì)現(xiàn)代沉積的觀察，用于描述河道的演化過程[27，41?43]；下切型沖決主要源自對(duì)古代露頭的觀察，用于描述厚層的河道砂體與下伏泛濫平原的突變接觸[1，29，44]。特別是Slingerland et al.[37]所定義的下切型沖決，在決口型沖決的遠(yuǎn)端[44]，河道再占用型沖決當(dāng)中[1，43]，以及缺乏決口扇的河流體系當(dāng)中均有出現(xiàn)[44]。

3.1 決口型沖決

決口型沖決（avulsion accompanied by crevasse-splaydeposits）[43] 主要源自于Smith et al.[27] 對(duì)CumberlandMarshes的研究成果，即沖決體系由決口水道的不斷延伸導(dǎo)致舊河道的不斷廢棄，并最終形成新一期的河道體系（圖3），當(dāng)時(shí)被Smith et al.[27]定義為前積型沖決（avulsion by progradation）。在此之前，Bridge[46]曾認(rèn)為沖決可能由逐漸擴(kuò)大的決口扇產(chǎn)生，但并未提供更多論證。這種沖決類型也稱作異粒巖相型沖決沉積（heteroli ? thic avulsion deposits）[29]、加積型沖決（aggradational avulsion）[1]，或地層過渡型沖決（stratigraphically transitional avulsion）[44]，該類型在野外的典型標(biāo)志為厚層的河道砂體底部為薄互層的決口扇沉積體系[29，44]。

Smith et al.[27]將決口型沖決的演化過程分為4個(gè)階段：（1）沖決的初始階段（initial avulsion stage），主河道（舊河道）的流體與沉積物擴(kuò)散并進(jìn)入鄰近泛濫平原，形成小型決口扇復(fù)合體（類似于I型決口扇），此時(shí)網(wǎng)狀河道的數(shù)量不斷增加（圖3a，d）；（2）網(wǎng)狀階段（anastornosed stage）受流量與沉積物供給所限，網(wǎng)狀河道的數(shù)量最終達(dá)到動(dòng)態(tài)平衡（以廣泛分布的II型決口扇與III型決口扇為主要特征），在此過程中，舊河道的廢棄伴隨著新河道的形成（圖3b，d）；（3）逆轉(zhuǎn)階段（reversion stage），沉積物的不斷堆積導(dǎo)致泛濫平原與主河道（舊河道）間的坡度降低，分流河道的廢棄速率大于形成速率，此時(shí)流體開始集中在數(shù)量不斷減少且寬度不斷擴(kuò)大的河道中（圖3b，d）；（4）單一河道階段（single channel stage）伴隨著舊河道（主河道）的廢棄與新河道（主河道）的形成，并最終形成新一期的大型河道帶（圖3c，d）。

決口型沖決演化模式[27]被后續(xù)的學(xué)者廣泛接受，并在現(xiàn)代沉積[31，41?43] 與古代露頭[1，29，44] 中廣泛使用。Mohrig et al. [1]使用“加積型沖決”一詞來描述Smith沖決模式[27]（圖4），其主要過程包括：（1）流體與沉積物從沖決點(diǎn)溢出以網(wǎng)狀河道的形式向泛濫平原的地勢(shì)低洼處前積，當(dāng)網(wǎng)狀河道流經(jīng)先前的廢棄河道時(shí)與廢棄河道匯聚并再次匯入主河道（圖4a）；（2）流體匯入單一河道，并在舊河道下游與之匯聚，直至沖決結(jié)束（圖4b）。Mohrig模式[1]與Smith模式[27]的最大差異在于尺度不同，Smith et al. [27]所調(diào)查的CumberlandMarshes沖決體系，其大型沖決帶延伸范圍可達(dá)數(shù)百平方千米，而Mohrig et al. [1]所調(diào)研古代露頭的規(guī)模則遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于大型沖決，更像是在建立局部范圍內(nèi)的沖決模式。

決口型沖決模式的提出有利于解決以下幾個(gè)問題：（1）河道的大規(guī)模改道（沖決）可以是漸變的，而早期的數(shù)值模擬當(dāng)中通常將沖決作為瞬時(shí)的突變過程[2?4]；（2）沖決是泛濫平原加積的主要方式之一，而早期的沉積學(xué)觀點(diǎn)認(rèn)為泛濫平原主要由越岸沉積組成[27?28]；（3）對(duì)于所觀察到的決口扇過渡為主河道的序列，大多可以解釋為決口型沖決現(xiàn)象。

需要注意的是，并不是所有的決口型沖決都能觀察到“由底部決口扇向上過渡為主河道”的沉積序列。（1）在決口型沖決演化的末期，單一河道匯聚早中期所有的流體與沉積物，該河道不斷地變寬變大且深切下伏地層，可能將下伏的決口扇侵蝕殆盡，導(dǎo)致新一期的主河道在垂向序列上直接表現(xiàn)為主河道與泛濫平原直接侵蝕接觸[43]；（2）在遠(yuǎn)離舊河道的區(qū)域，在早期沖決的過程中并沒有沉積大量的決口扇體系，因此當(dāng)新一期河道流經(jīng)舊河道遠(yuǎn)端區(qū)域的時(shí)候，也可能表現(xiàn)出主河道與泛濫平原直接侵蝕接觸[44]。

3.2 河道再占用型沖決（下切型沖決）

河道再占用型沖決（avulsion by reoccupation）是指越岸流體（或決口水道）占用原先的廢棄河道（廢棄河道多為泛濫平原的低洼處），并在該廢棄河道的基礎(chǔ)上不斷地延伸擴(kuò)大并最終形成大規(guī)模的沖決河道（圖4c，d）[1，17，43]，這一現(xiàn)象在Mississippi 河[41]、Cumberland Marshes[42]、Rhine-Meuse三角洲[43]等現(xiàn)代沉積體系中多有發(fā)現(xiàn)。Slingerland et al.[17]認(rèn)為該沖決類型使用合并型沖決（avulsion by annexation）更為合適，因?yàn)楹拥赖暮喜⒂眉瓤梢园加脧U棄河道（傳統(tǒng)意義上的河道再占用型）也可以包含占用活躍河道。但多數(shù)學(xué)者仍采用河道再占用型沖決，可能是由于活躍河道的再占用主要集中在河道帶內(nèi)（特別是辮狀河體系內(nèi)活躍河道的不斷變換），且合并型沖決一詞無法直觀地表達(dá)這種沖決方式。

河道再占用型沖決在古代露頭上的典型特征包括：（1）復(fù)合砂體呈階地狀多期疊置[1]；（2）每期河道之間（河道廢棄到再次占用期間）由于泥巖長期暴露地表使得每期河道砂體之間的泥巖顏色呈氧化色[1，47]。Mohrig et al. [1]認(rèn)為導(dǎo)致河道被重新占用的原因包括：（1）只要現(xiàn)存的廢棄河道沒有被完全充填，就為越岸流體提供現(xiàn)成的輸送渠道；（2）即使被充填了，砂質(zhì)的河道充填要比相鄰的泛濫平原更容易被沖刷。

需要注意的是，這種河道再占用型的沖決模式被Mohrig命名為下切型沖決[1]，用于表示河道沉積與下伏的泛濫平原的直接接觸，且中間并沒有薄互層決口扇的過渡。在后續(xù)的研究中，Slingerland et al. [17]將河道再占用型沖決與下切型沖決分開，作為第三種沖決類型。盡管這種與泛濫平原直接接觸的下切型沖決類型在露頭中廣泛分布[1，43?44]，但很難作為一種單獨(dú)的沖決演化方式，因?yàn)闆Q口型沖決也可能伴隨著河道的下切或與泛濫平原突變接觸的現(xiàn)象（決口型沖決的末期主河道的下切；決口型沖決遠(yuǎn)端區(qū)域，河道底部缺乏決口扇沉積體系），而河道再占用型沖決也可能由于河道下切深度較淺仍在底部殘存決口扇沉積。因此，這些概念之間的相互交叉導(dǎo)致在應(yīng)用過程中會(huì)受到很大的限制，為了在應(yīng)用當(dāng)中避免分歧，建議在使用現(xiàn)代沉積或地震切片研究河道的演化方式時(shí)（這些資料更容易在宏觀上觀察到河道演化的整個(gè)過程），僅使用決口型沖決與河道再占用型沖決進(jìn)行描述。

3.3 其他沖決模式

決口型沖決與河道再占用型沖決是早期較為經(jīng)典的沖決演化形式。近年來隨著調(diào)研的不斷深入，學(xué)者們提出了木塞充填沖決模式、回水沖刷沖決模式等。

木塞充填沖決模式基于Gibling 對(duì)加拿大Pennsylvanian South Bar組辮狀河露頭的觀察總結(jié)出木塞充填河道的演化模式[48]。該模式主要包含4個(gè)階段：（1）河道內(nèi)洪水沉積物的堆積；（2）木質(zhì)阻塞，河道加寬與河岸侵蝕；（3）沖決與河道廢棄；（4）河道再激活。但是該模式的前兩個(gè)過程似乎側(cè)重沖決前的準(zhǔn)備工作，或沖決的前置因素（沖決事件之前河道自我調(diào)整并接近沖決門限），而導(dǎo)致河道阻塞加寬與河岸侵蝕的原因除木塞以外，冰塞、巖體垮塌等多種阻塞現(xiàn)象均適合這一模式。因此該模式對(duì)于木塞所引發(fā)的沖決現(xiàn)象具有一定的研究意義，但很難作為標(biāo)準(zhǔn)模式推廣。

回水沖刷沖決模式源自于Donselaar et al.[49]對(duì)玻利維亞阿爾蒂普拉諾內(nèi)流盆地科羅拉多河的研究，李嘉光[50]對(duì)這一沖決體系做綜述性討論?；厮疀_刷沖決模式的過程主要包括[49?50]：（1）洪水期決口水道略微侵蝕堤岸與相鄰泛濫平原，決口水道位于主河道上方（圖5a）；（2）洪水衰退期，泛濫平原中的流體向低洼的決口水道匯聚并回流至主河道內(nèi)，在此過程中，回流的流體沖刷導(dǎo)致決口水道變長變寬且不斷下切天然堤，在此過程中決口水道與主河道河床之間的高差逐漸減?。▓D5b）；（3）決口水道進(jìn)一步增長變寬并不斷下切，導(dǎo)致決口水道河床與主河道河床之間的高差幾乎接近于0，此時(shí)即便在低水位期，主河道的流體也可以進(jìn)入決口水道（圖5c）；（4）決口水道最終捕獲主河道的全部流體，直到主河道廢棄（圖5d）?；厮疀_刷沖決模式基于干旱湖盆曲流河末端細(xì)粒沉積體系[50]，而前積型模式中的CumberlandMarshes地區(qū)為半濕潤氣候[27?28]，氣候差異可能是這種模式差異的控制因素之一。此外，回水沖刷沖決模式中的天然堤較低[49]，但后期Toorenenburg根據(jù)這一模式提出的與沖決相關(guān)的決口扇的演化過程中卻使用了較高的天然堤高程[51]，該模式似乎是Donselaar回水沖刷沖決模式[49]與Toorenenburg復(fù)合決口扇模式[52]的混合類型。

此外，在三角洲朵體的遷移當(dāng)中，Hoyal et al. [8]認(rèn)為三角洲朵體的“沖決旋回”分為4個(gè)階段，即河道沖決→侵蝕→河道延伸→河道回填與廢棄，Edmonds etal. [7]認(rèn)為三角洲在朵體延伸→沖決→廢棄的不斷循環(huán)中不斷地創(chuàng)造新的濕地。這些模式對(duì)于三角洲體系5級(jí)構(gòu)型的劃分具有一定理論意義，但除了河道回填與廢棄的過程，其他環(huán)節(jié)與決口型沖決模式[27]仍存在諸多近似之處。

4 沖決的砂體展布特征與識(shí)別方式

隨著地震資料品質(zhì)的提升，一些區(qū)塊的地震精度已經(jīng)可以達(dá)到單一河道[45，53?60]甚至側(cè)積層級(jí)別[61]。近年來，國外的石油工作者針對(duì)儲(chǔ)層范圍內(nèi)的沖決現(xiàn)象進(jìn)行研究，Lowe et al. [45]以井震結(jié)合的手段對(duì)孟加拉灣西側(cè)上新世戈達(dá)瓦里河深水—水道體系的沖決過程進(jìn)行詳細(xì)描述，認(rèn)為該地區(qū)水道在沖決的早期形成決口扇復(fù)合體（可能為復(fù)合辮狀水道），隨后流體沿著單一的主水道匯聚局部的流體，并伴隨著水道下切與天然堤建造，最后水道體系被充填。這一結(jié)果與Smith的前積型模式[27]近似。Zhao et al.[60]利用高分辨率三維地震對(duì)尼日爾三角洲大陸坡上海底水道沖決過程的分析，認(rèn)為該沖決水道受控于坡度的先增加后降低，從上游到下游依次為盤狀的、深U、深V、淺U狀，并將該沖決水道的演化充填過程分為4個(gè)階段。但是國內(nèi)的石油工作者對(duì)河道的沖決（大規(guī)模改道）現(xiàn)象或者說5級(jí)構(gòu)型級(jí)別河道的演化與展布方式尚未進(jìn)行充分的探討。因此有必要對(duì)沖決河道的砂體展布特征與識(shí)別方式進(jìn)行綜述，并結(jié)合沖決的演化模式，為儲(chǔ)層范圍內(nèi)沖決概念的應(yīng)用提供理論支持。

4.1 單井與露頭的識(shí)別標(biāo)志

對(duì)于沖決的露頭識(shí)別，前人通常將沖決歸為兩類[1，29，44]，一種為地層過渡型沖決，通常由底部的決口扇向上過渡為河道砂體，這種類型通常與決口型沖決模式有關(guān)；另一種為地層突變型沖決，即河道砂體與泛濫平原直接接觸，下伏幾乎不含決口扇[1，27，29，43?44，62]。早期的觀點(diǎn)認(rèn)為，決口型沖決對(duì)應(yīng)過渡型序列[29]，河道加積較快[16?17]，且“先充填后下切” [1]；河道再占用型對(duì)應(yīng)突變型序列[1，43]，河道加積緩慢[17]，且“先下切后充填” [1]。這些特征對(duì)多數(shù)情況適用。

在識(shí)別地層過渡型沖決（多為決口型沖決）方面，最簡單的指標(biāo)為泛濫平原→決口扇→河道砂體的垂向序列（圖6a～c）。Kraus et al.[29]將決口型沖決的露頭識(shí)別細(xì)分為8個(gè)指標(biāo)：（1）沖決沉積的頂部或底部發(fā)育中等厚度或較厚的古土壤（或煤層）；（2）與干流（trunk channel）相伴生的砂體直接位于沖決沉積體系之上；（3）沖決沉積為異粒巖相（heterolithicdeposits），細(xì)粒沉積環(huán)繞在條帶狀或薄層席狀的砂巖周圍；（4）與沖決相關(guān)的細(xì)粒沉積僅僅經(jīng)受了初始的成壤改造，并可以此與泛濫平原沉積（長期暴露）進(jìn)行區(qū)分；（5）許多條帶狀砂巖與干流的古水流方向平行或亞平行；（6）條帶狀砂體的寬厚比小于10；（7）伴隨著薄層砂席的條帶狀砂巖表明網(wǎng)狀的決口水道曾經(jīng)占據(jù)了泛濫平原的特定區(qū)域；（8）異粒巖相沉積在側(cè)向上廣泛分布，表明它們?cè)植荚趶V泛的泛濫平原之上。盡管Kraus et al.[29]所定義的理論迅速成為識(shí)別地層過渡型沖決的主要標(biāo)準(zhǔn)，但是由于其提出的8點(diǎn)指標(biāo)主要源自其觀察的古代露頭與Smith etal.[27]所調(diào)研的現(xiàn)代沉積?？赡艽嬖谝韵聠栴}：（1）條帶狀砂體的寬厚比范圍可能有所偏差，Gibling[63]認(rèn)為與決口扇相伴生的沖決河道的寬厚比最大可達(dá)20，但通常小于15（該數(shù)據(jù)大多源自于曲流河與網(wǎng)狀河體系），且河道帶的寬厚比根據(jù)上游與下游的差異而相差較大[39，64]，也可能引發(fā)單一河道寬厚比的差異；（2）許多條帶狀砂巖與干流的古水流方向平行或亞平行的展布特征可能更適用于存在一定坡度的地帶，在坡度的控制下大部分沖決河道朝向低洼的區(qū)域匯聚。

在識(shí)別地層突變型沖決方面，最簡單的指標(biāo)為泛濫平原與河道砂體的直接接觸（圖6d～g）。有關(guān)地層突變型沖決的露頭識(shí)別要更加復(fù)雜。早期的研究認(rèn)為地層突變型沖決與廢棄河道的再次占用有關(guān)，在沖決河道占用廢棄河道的過程中，多期河道砂體不斷切割疊置，導(dǎo)致河道底部的決口扇被沖刷，最終形成與泛濫平原直接接觸的多期疊置的復(fù)合砂體[1，17，43]。但是多期疊置的復(fù)合砂體在露頭或者連井剖面當(dāng)中往往具有多解性。Chamberlin et al. [65]認(rèn)為，多期疊置的復(fù)合砂體可以同時(shí)在三種河流類型中出現(xiàn)：（1）河道帶內(nèi)的沉積過程，如沙壩的遷移、活躍河道的遷移、截彎取直、流體的季節(jié)性波動(dòng)；（2）河道再占用型沖決；（3）下切谷的充填。從多期疊置的砂體中識(shí)別河道再占用型沖決的方法主要包括（圖6g）：（1）復(fù)合砂體呈階地狀多期疊置[1，65]；（2）每期河道之間（河道廢棄到再次占用期間）由于泥巖長期暴露地表使得每期河道砂體之間的泥巖顏色呈氧化色[1，47]；（3）再占用型河道切割原先局部穩(wěn)定的泛濫平原沉積（沖決前泛濫平原的長期穩(wěn)定沉積）[65]。此外，Jones et al. [44]認(rèn)為，地層突變型沖決并不僅僅由廢棄河道的再次占用產(chǎn)生，地層突變型沖決的成因可能為：（1）沖決沉積的形成地帶遠(yuǎn)離與干流相伴生的決口扇區(qū)域，并推斷地層突變型以區(qū)域性沖決為主；（2）泛濫平原加積以越岸沉積（席狀砂）為主，幾乎不發(fā)育決口扇，低幅度、高黏性、泥質(zhì)的天然堤以及粗粒的河道沉積物可能是不發(fā)育決口扇的主要原因；（3）突變型沖決產(chǎn)生于河道頻繁下切的區(qū)域；（4）泛濫平原特征如，地勢(shì)地貌、有無植被覆蓋、植被類型、水位、是否存在或缺乏早期的河道，以及基底的可侵蝕性都可能是控制河道與泛濫平原突變接觸還是漸變接觸的原因之一（Mohrig et al. [1]認(rèn)為排水狀況較好的泛濫平原促使流體向前流動(dòng)并侵蝕地表，形成這種突變接觸類型）。

河道下部有無決口扇沉積在儲(chǔ)層范圍內(nèi)有著一定的研究意義：（1）可以作為河道演化方式的判別依據(jù)，有助于為儲(chǔ)層范圍內(nèi)河道與砂體的展布特征提供更多的模式依據(jù)；（2）地層突變型比地層過渡型存在著更加穩(wěn)定的隔夾層，導(dǎo)致主力砂體上下之間的連通性變差；而地層過渡型主力砂體之間的薄層決口扇與溢岸砂在一定程度上會(huì)增加河道砂體的連通性。張紅薇等[66]通過對(duì)大慶油田密集井網(wǎng)下砂體展布的分析，認(rèn)為當(dāng)河間砂體位于河道砂體中、下部時(shí)，主力砂體的連通較好（可能是由于主力砂體底部的河間砂體大多形成于Smith沖決演化序列的II期與III期[27]，其分布范圍較廣并具有一定規(guī)模），而當(dāng)河間砂體層位較高，且僅與河道砂頂層的薄互層狀砂巖層位相對(duì)應(yīng)時(shí)，二者連通較差；（3）與地層過渡型相關(guān)的決口扇砂體可以為油氣的富集提供良好的次要儲(chǔ)集層[66?71]，鄧慶軍等[71]通過對(duì)薩中開發(fā)區(qū)斷東區(qū)塊薩二油層組的分析，認(rèn)為決口水道的有效厚度通常大于0.5 m，周連德等[70]通過對(duì)渤中34-X油田北塊1井區(qū)明化鎮(zhèn)組下段Ⅴ油組的沉積特征進(jìn)行分析，認(rèn)為決口扇單層厚度通常小于3 m，但累計(jì)厚度可達(dá)10 m，馬世忠等[11]認(rèn)為決口扇水道是剩余油形成和產(chǎn)能挖潛的重要對(duì)象之一，對(duì)其進(jìn)行研究具有重要的實(shí)用價(jià)值。這些研究結(jié)果表明，決口扇作為次要的儲(chǔ)集層，具有一定的開發(fā)價(jià)值。但是在河流相儲(chǔ)層的精細(xì)表征中往往被忽略，結(jié)合決口型沖決的演化模式與識(shí)別標(biāo)志，可以為與沖決相關(guān)的大型決口扇儲(chǔ)層的精細(xì)刻畫提供理論依據(jù)。

4.2 平面展布特征

了解沖決河道的平面展布樣式有助于在油藏范圍內(nèi)對(duì)多樣的河道展布模式進(jìn)行歸類，并根據(jù)不同類型的砂體疊置關(guān)系與河道展布形態(tài)，建立更為精準(zhǔn)的三維地質(zhì)模型與井網(wǎng)部署方案。在沖決河道的平面展布上，Slingerland et al. [17]根據(jù)沖決河道的平面展布樣式，將沖決劃分為6種類型（圖7），其中完全沖決（full avulsion）導(dǎo)致沖決點(diǎn)下游的舊河道完全廢棄；部分沖決（partial avulsion）使得舊河道中的部分流體遷移至新河道中；點(diǎn)沖決（nodal avulsion）的沖決點(diǎn)相對(duì)固定；隨機(jī)沖決（random avulsion）則是沿著河道方向以任意點(diǎn)的方式發(fā)生沖決；局部沖決（localavulsion）是指沖決河道在下游與舊河道再次匯聚，類似于曲流河的截彎取直；區(qū)域沖決（regional avulsion）是指更大規(guī)模的沖決事件，并影響沖決河道下游廣泛的區(qū)域。需要注意的是，這些分類概念并不是相互排斥的，不同的沖決類型之間可以互相搭配構(gòu)成同一套沖決體系，如Smith的大型決口型沖決模式[27]幾乎包含了以上所有的展布類型，而Mohrig模式[1]主要為局部沖決。此外，對(duì)于分流河道體系而言，多條分流河道可能并不是同時(shí)產(chǎn)生的，而是多期沖決所形成的河道體系（圖8），在儲(chǔ)層范圍內(nèi)區(qū)分河道的期次通常可以利用平面上砂厚差異、薄層河間砂、鉆遇河道、頂面層位差異、動(dòng)態(tài)特征來劃分不同河道的期次[19?20，72]。

根據(jù)前人研究的結(jié)果，并結(jié)合油藏工程實(shí)踐，建議在擁有高分辨率三維地震的區(qū)塊，使用決口型沖決與河道再占用型沖決來研究古代河道的演化樣式，并根據(jù)單井資料進(jìn)一步研究古河道不同演化過程中的砂體疊置樣式（河道與泛濫平原是突變接觸還是漸變接觸）；在缺乏高分辨率三維地震的區(qū)塊，則推薦使用突變型沖決與過渡型沖決來研究河道與泛濫平原的接觸關(guān)系，并根據(jù)接觸關(guān)系結(jié)合密集井網(wǎng)下的連井資料盡可能地恢復(fù)古河道的展布樣式。但需要強(qiáng)調(diào)的是，只有具備高分辨率三維地震切片才能準(zhǔn)確地識(shí)別古河道的沖決演化與疊置方式。

5 存在問題與討論

5.1 沖決與儲(chǔ)層構(gòu)型

構(gòu)型是指不同級(jí)次構(gòu)成單元的形態(tài)、規(guī)模、方向及疊置關(guān)系[73]。然而在儲(chǔ)層構(gòu)型領(lǐng)域，國內(nèi)主要關(guān)注3～4級(jí)界面，即隔夾層或單砂體級(jí)別，對(duì)河道、河道帶，或三角洲朵體級(jí)別砂體演化與展布的研究相對(duì)較少。Miall[74]認(rèn)為5級(jí)構(gòu)型即主河道與三角洲朵體當(dāng)中河道的遷移主要受到?jīng)_決控制，且沖決是理解如何產(chǎn)生大型河流構(gòu)型的關(guān)鍵，對(duì)沖決的深入研究可以為大型河道的演化提供參考。

在5級(jí)構(gòu)型（即單一河道復(fù)合體級(jí)別，如單一曲流帶或辮流帶）的演化當(dāng)中，前人[2?8，24]大多以數(shù)值模擬對(duì)河道化沉積體系演化過程中河道的大小、形狀、地層組合、疊置密度，以及河道的連通性進(jìn)行討論。在數(shù)值模擬當(dāng)中，Bridge et al.[3]認(rèn)為，當(dāng)沖決頻率恒定時(shí)，河道帶的連通性與沉積速率呈反比。Heller etal.[5]建立了砂體疊置關(guān)系與沉積速率、沖決頻率之間的關(guān)系模型（圖9），并提出當(dāng)b=1時(shí)，沖決頻率與沉積速率的增大率相同，砂體的疊置類型在不同的沉積速率下不變；當(dāng)blt;1時(shí)，沖決頻率（在一定時(shí)間內(nèi)的沖決次數(shù)）的增大速率小于沉積速率（沉積物對(duì)可容空間充填的速度），隨著沉積速率的增大，砂體的疊置類型由疊置型向孤立型轉(zhuǎn)化；當(dāng)bgt;1時(shí)，沖決頻率的增加速率大于沉積速率，隨著沉積速率的增大，砂體的疊置類型由孤立型向高砂地比的疊置型轉(zhuǎn)化。這些模擬的結(jié)果可以為油藏范圍內(nèi)砂體的連通性與疊置關(guān)系提供理論參考，但使用數(shù)值模擬的結(jié)果需要現(xiàn)代沉積與儲(chǔ)層資料的不斷修正。

此外，由于儲(chǔ)層構(gòu)型的表征逐漸由定性表征向定量表征過渡，量化的參數(shù)可以為儲(chǔ)層范圍內(nèi)單一河道的刻畫提供一定的參數(shù)支持。盡管前人在側(cè)積層產(chǎn)狀[75?76]、點(diǎn)壩的寬厚比與長寬比[77?78]，以及利用交錯(cuò)層理與砂丘厚度估算滿岸河深[79]等領(lǐng)域做了大量的工作，但對(duì)沖決條件下5級(jí)構(gòu)型定量表征的研究相對(duì)較少。Edmonds et al.[80]的研究表明，沖決路徑與河道帶的寬度成一定比例（針對(duì)局部沖決），沖決河道（局部沖決）側(cè)向遷移的距離（hop length）為2.5個(gè)河道帶寬度，沖決長度（avulsion length）為13.4個(gè)河道帶長度，而沖決長度大約是沖決河道側(cè)向遷移的距離的5.4倍。Gibling et al.[63]認(rèn)為與決口扇相伴生的沖決河道的寬厚比可達(dá)20，但通常小于15。Yalin[81]認(rèn)為，分流河道的每次分叉（小規(guī)模的沖決），都會(huì)使河道的寬度與深度分別發(fā)生改變，其關(guān)系式為Wn+1≈0.7Wn，Hn+1≈0.8Hn，其中，W為河道寬度，H為河道深度，n為河道分叉的期次。沖決控制下大型河道的定量表征有利于河流相儲(chǔ)層5級(jí)構(gòu)型地質(zhì)知識(shí)庫的建立與完善，仍需要在后續(xù)的研究中不斷補(bǔ)充。

5.2 自旋回與異旋回對(duì)沖決的影響

河道的沖決受自旋回（河道自身的調(diào)整）控制，還是受自旋回與異旋回（海平面升降，構(gòu)造，氣候）共同作用，目前仍存在較大爭議。目前大多數(shù)學(xué)者認(rèn)為沖決主要受自旋回控制，同時(shí)也可能受異旋回作用的影響[1，30，40，82]。

在自旋回控制方面，一般認(rèn)為[1，17，83]，河流體系中沉積物在河道中運(yùn)移，河道內(nèi)部與邊部的沉降速率要比相鄰泛濫平原的沉降速率高得多，從而引發(fā)河道加積，可以使河道的底部高于相鄰泛濫平原，這一過程最終引發(fā)河道沖決至泛濫平原中相對(duì)低洼穩(wěn)定的區(qū)域。一旦新的河道建立起來，這一旋回將再次發(fā)生，從而構(gòu)成一期期的自旋回過程。即河道的自我調(diào)整（導(dǎo)致的坡度調(diào)整）是控制沖決的主要原因。也有部分學(xué)者認(rèn)為河道的沖決僅僅受到自旋回作用控制[83]。

在異旋回控制方面，海平面升降、構(gòu)造、氣候在一定程度上可能影響河道的沖決，但這些觀點(diǎn)也受到一定的爭議。在海平面（注意，對(duì)海相或海陸過渡相而言，基準(zhǔn)面一般是指海平面或相對(duì)海平面，可容納空間使用海平面與海底之間的距離度量[37]）對(duì)沖決的控制方面，Stouthamer et al. [38?39] 通過對(duì)Rhine?Meuse三角洲的觀測(cè)，認(rèn)為基準(zhǔn)面（海平面）上升速率快速增加導(dǎo)致順流坡度急劇下降，從而引發(fā)較高的沖決頻率，這是目前被普遍接受的觀點(diǎn)。但是Moran et al. [84]通過動(dòng)態(tài)地貌模擬得克薩斯州崔尼蒂河在早全新世海侵時(shí)期的河道沖決時(shí)卻提出了相反的觀點(diǎn)，認(rèn)為對(duì)于三角洲體系的沖決而言，基準(zhǔn)面上升速率的增加為沉積物創(chuàng)造更多的可容納空間，使河道不容易達(dá)到?jīng)_決門限，而基準(zhǔn)面上升速率的下降導(dǎo)致河道沖決頻率的增加，且當(dāng)基準(zhǔn)面上升速率大于4.5 mm/yr時(shí)，此時(shí)沖決受阻，因?yàn)楹拥纼?nèi)的沉積不足以達(dá)到?jīng)_決所需的門限。在氣候?qū)_決的控制方面，Grenfell et al.[85]認(rèn)為氣候的變化會(huì)影響沖決的規(guī)模與頻率；Stouthamer et al.[86?87]認(rèn)為，在濕潤的氣候條件下沖決的頻率可能較高；此外，Stouthamer etal.[38]認(rèn)為，在濕潤的氣候條件下，河道流量增加引發(fā)河道加積速率增大（引發(fā)局部/區(qū)域性加積速率之比增大），從而導(dǎo)致橫穿河谷的梯度增加，并可能引發(fā)更高頻率的沖決。但是氣候?qū)_決的影響也有一些反對(duì)的觀點(diǎn)，Tooth et al.[88]通過將Klip河的沖決記錄與晚第四紀(jì)古氣候做對(duì)比，發(fā)現(xiàn)該區(qū)域的沖決頻率與氣候變化并沒有關(guān)系，并認(rèn)為下切型沖決與異旋回機(jī)制無關(guān)，而是曲流帶演化過程中自旋回的結(jié)果；Larkin et al.[89]通過分析歷史中的航拍照片，并利用光釋光法（optically stimulated luminescence）對(duì)南非Tshwane河流沉積進(jìn)行測(cè)年，認(rèn)為區(qū)域性氣候變化與特定沖決時(shí)間定年之間缺乏對(duì)應(yīng)關(guān)系，表明沖決并不是由異旋回驅(qū)動(dòng)，而是由自旋回驅(qū)動(dòng)，并作為河道帶演化的一部分。在構(gòu)造對(duì)沖決的影響方面，一般認(rèn)為局部構(gòu)造的改變會(huì)引發(fā)順流坡度與橫向坡度的變化，從而影響河道的沖決[36，38]。

在儲(chǔ)層構(gòu)型領(lǐng)域，吳勝和等[73]認(rèn)為，目前已有的構(gòu)型界面分級(jí)主要偏重于自成因因素作用結(jié)果，而對(duì)異成因旋回級(jí)次考慮不夠；張昌民等[90]認(rèn)為，在研究扇三角洲當(dāng)中，應(yīng)當(dāng)注重運(yùn)用流體力學(xué)和水力學(xué)原理，對(duì)扇三角洲的巖石相進(jìn)行成因解釋，注重研究構(gòu)造作用、氣候變化、湖（海）平面變化以及沉積自旋回對(duì)扇三角洲沉積層序形成的控制作用。探討自旋回與異旋回對(duì)沖決的影響有利于對(duì)這一盲區(qū)進(jìn)行補(bǔ)充，并為后續(xù)的研究提供基礎(chǔ)資料。

5.3 沖決與河型轉(zhuǎn)化

近年來河型轉(zhuǎn)化問題逐漸引起了沉積學(xué)家的重視[10，91?95]，其中大部分側(cè)重于辮狀河與曲流河之間的演化，而Smith et al.[27]的一個(gè)完整的決口型沖決過程對(duì)應(yīng)單一河道→小型決口扇（演化I期中的I型決口扇）→網(wǎng)狀河道（演化II～I(xiàn)II期的區(qū)域性II、III型決口扇）→單一河道（演化IV期中主河道的下切變寬并伴隨側(cè)向加積）的轉(zhuǎn)化（圖3）。

在辮狀河—曲流河轉(zhuǎn)化當(dāng)中，一般認(rèn)為河型的轉(zhuǎn)化受到基準(zhǔn)面旋回、物源供給、地形坡度及古氣候的變化的控制[93?95]。而在河道沖決過程中，多數(shù)學(xué)者認(rèn)為隨著基準(zhǔn)面（海/湖平面）的快速上升[38?39]、流量的急劇增大[32?33]、構(gòu)造傾斜或局部隆升[36，38]，以及濕潤的氣候[38，87]均可能造成河道的沖決頻率增大。而對(duì)于決口型沖決體系[27]而言，沖決頻率的增大將導(dǎo)致河道體系由早期的大型單一河道向網(wǎng)狀化河道轉(zhuǎn)化。

隨著河型轉(zhuǎn)化問題在沉積學(xué)領(lǐng)域的深入研究，在局部范圍乃至開發(fā)區(qū)塊當(dāng)中，不同河型的分類與展布情況可能要比原先的模式更加復(fù)雜。由于Smith et al.[27]基于Saskatchewan沖決復(fù)合體所建立的決口型沖決模式，涵蓋了數(shù)百平方千米的面積，單一河道—網(wǎng)狀河道之間的轉(zhuǎn)化可能影響較大的區(qū)域（圖3），甚至影響超短期的基準(zhǔn)面旋回。針對(duì)低砂地比的曲流河儲(chǔ)層，或位于三角洲平原的網(wǎng)狀河道儲(chǔ)層而言，使用決口型沖決模式有利于對(duì)主力河道（Smith模式的IV期河道）與次級(jí)河道（Smith模式的II～I(xiàn)II期河道）之間的配比與演化提供更多的理論參考，為儲(chǔ)層范圍內(nèi)河道體系的精細(xì)刻畫提供更多依據(jù)。

6 結(jié)論與認(rèn)識(shí)

（1） 闡述了沖決的概念，以及沖決與決口、改道的異同。廣義的沖決概念指代所有河道化體系的改道，但狹義的沖決概念是指流體快速流出原先穩(wěn)定的河道帶，侵蝕泛濫平原，或占用泛濫平原中的廢棄河道，最終形成新的河道帶。與改道相比，廣義的沖決概念可以作為改道的近義詞。與決口相比，沖決覆蓋面積更大（可涵蓋數(shù)百平方千米），持續(xù)時(shí)間更長（通常大于100年），且沖決河道與原先的主河道大多呈平行或亞平行展布。鑒于截彎取直、河道廢棄等概念在油藏描述中已經(jīng)廣泛應(yīng)用，且這些概念在解決單砂體刻畫時(shí)有著特殊的含義，推薦使用沖決的狹義概念，即僅使用沖決一詞解釋大規(guī)模的河道改道現(xiàn)象。

（2） 明確了沖決的主要控制因素。坡度比是沖決的主要控制因素，坡度比的不斷調(diào)整使河道逐漸接近沖決門限，并在一定的觸發(fā)機(jī)制下產(chǎn)生沖決。影響坡度比變化的因素包括海平面升降、構(gòu)造變化、天然堤加積、泛濫平原加積、差異壓實(shí)、河道的延伸與側(cè)向加積。除坡度比之外，天然堤的抗沖性（砂質(zhì)天然堤還是泥質(zhì)天然堤）、泛濫平原的地貌特征（地表植被、水位、排水狀況、廢棄河道）是河道沖決的次要控制因素。綜合現(xiàn)代沉積、古代露頭、數(shù)值模擬等多種觀測(cè)手段，將為沖決的成因提供更多的參考。

（3） 總結(jié)了沖決的演化模式與分類方案，提出了適用于儲(chǔ)層沉積學(xué)的分類方案。沖決的主要分類依據(jù)為現(xiàn)代沉積中河道的演化樣式與古代露頭中砂體的疊置關(guān)系，主要包括決口型沖決（過渡型沖決）、下切型沖決（地層突變型沖決）、廢棄河道再占用型沖決、回水沖刷型沖決等。決口型沖決由決口扇的進(jìn)一步延伸形成，在垂向上主要發(fā)育決口扇向主河道演化的序列。河道再占用型沖決通過流體占用并激活鄰近的廢棄河道形成，在垂向上通常為呈階地狀多期疊置的砂體并多與泛濫平原直接接觸。不同沖決模式的分類方案之間很難找到完全排他的方案。在實(shí)際應(yīng)用過程中，建議國內(nèi)的沉積學(xué)家在具有高分辨率三維地震的情況下使用決口型沖決與廢棄河道再占用型沖決識(shí)別不同的河道類型與演化方式，但在僅具備單井取心資料或野外露頭資料時(shí)使用地層過渡型沖決與地層突變型沖決的分類方案來區(qū)分河道之間的疊置關(guān)系。

（4） 討論了沖決在儲(chǔ)層構(gòu)型、河型轉(zhuǎn)化等當(dāng)前熱點(diǎn)問題應(yīng)用前景。建議引入沖決的概念來完善儲(chǔ)層構(gòu)型領(lǐng)域5級(jí)構(gòu)型的演變、大型河道化體系的地質(zhì)知識(shí)庫的建立，以及異旋回對(duì)儲(chǔ)層構(gòu)型的影響。并建議使用決口型沖決的演化模式解釋河型轉(zhuǎn)化當(dāng)中大型單一河道與網(wǎng)狀化河道相互轉(zhuǎn)化的沉積特征。

參考文獻(xiàn)（References）

［1］ Mohrig D， Heller P L， Paola C， et al. Interpreting avulsion process

from ancient alluvial sequences： Guadalope-Matarranya system

（northern Spain） and Wasatch Formation （western Colorado）

［J］. Geological Society of America Bulletin， 2000， 112（12）：

1787-1803.

［2］ Allen J R L. Studies in fluviatile sedimentation： An exploratory

quantitative model for the architecture of avulsion-controlled alluvial

suites［J］. Sedimentary Geology， 1978， 21（2）： 129-147.

［3］ Bridge J S， Leeder M R. A simulation model of alluvial stratigraphy

［J］. Sedimentology， 1979， 26（5）： 617-644.

［4］ Leeder M R. A quantitative stratigraphic model for alluvium，

with special reference to channel deposit density and interconnectedness

［M］//Miall A D. Fluvial sedimentology. Canadian Society

of Petroleum Geologists Memoir 5 ， 1978： 587-596.

［5］ Heller P L， Paola C. Downstream changes in alluvial architecture：

An exploration of controls on channel-stacking patterns［J］.

Journal of Sedimentary Research， 1996， 66（2）： 297-306.

［6］ Bryant M， Falk P， Paola C. Experimental study of avulsion frequency

and rate of deposition［J］. Geology， 1995， 23（4）：

365-368.

［7］ Edmonds D A， Hoyal D C J D， Sheets B A， et al. Predicting delta

avulsions： Implications for coastal wetland restoration［J］. Geology，

2009， 37（8）： 759-762.

［8］ Hoyal D C J D， Sheets B A. Morphodynamic evolution of experimental

cohesive deltas［J］. Journal of Geophysical Research：

Earth Surface， 2009， 114（F2）： F02009.

［9］ 于興河. 碎屑巖系油氣儲(chǔ)層沉積學(xué)［M］. 2 版. 北京：石油工業(yè)

出版社，2008：284-288.［Yu Xinghe. Clastic hydrocarbon reservoir

sedimentology ［M］. 2nd ed. Beijing： Petroleum Industry

Press， 2008： 284-288.］

［10］ 李勝利，于興河，姜濤，等. 河流辮—曲轉(zhuǎn)換特點(diǎn)與廢棄河道

模式［J］. 沉積學(xué)報(bào)，2017，35（1）：1-9.［Li Shengli， Yu Xinghe，

Jiang Tao， et al. Meander-braided transition features and

abandoned channel patterns in fluvial environment［J］. Acta

Sedimentologica Sinica， 2017， 35（1）： 1-9.］

［11］ 馬世忠，王再山，王渝明. 決口水道沉積模式及其砂體內(nèi)剩余

油形成與富集［J］. 大慶石油地質(zhì)與開發(fā)，2000，19（6）：9-11，

14.［Ma Shizhong， Wang Zaishan， Wang Yuming. Residual oil

formation and enrichment within crevasse channel sedimentary

pattern and its sandbody［J］. Petroleum Geology amp; Oilfield Development

in Daqing， 2000， 19（6）： 9-11， 14.］

［12］ 吳勝和，徐振華，劉釗. 河控淺水三角洲沉積構(gòu)型［J］. 古地理

學(xué)報(bào)，2019，21（2）：202-215.［Wu Shenghe， Xu Zhenhua， Liu

Zhao. Depositional architecture of fluvial-dominated shoal water

delta［J］. Journal of Palaeogeography， 2019， 21（2）：

202-215.］

［13］ 張昌民，尹太舉，朱永進(jìn)，等. 淺水三角洲沉積模式［J］. 沉積

學(xué)報(bào)，2010，28（5）：933-944.［Zhang Changmin， Yin Taiju， Zhu

Yongjin， et al. Shallow-water deltas and models［J］. Acta Sedimentologica

Sinica， 2010， 28（5）： 933-944.］

［14］ Miall A. Fluvial depositional systems［M］. Cham： Springer，

2014： 70-72.

［15］ Allen J R L. A review of the origin and characteristics of recent

alluvial sediments［J］. Sedimentology， 1965， 5（2）： 89-191.

［16］ Makaske B. Anastomosing rivers： A review of their classification，

origin and sedimentary products［J］. Earth-Science Reviews，

2001， 53（3/4）： 149-196.

［17］ Slingerland R， Smith N D. River avulsions and their deposits

［J］. Annual Review of Earth and Planetary Sciences， 2004，

32： 257-285.

［18］ Kleinhans M G， Ferguson R I， Lane S N， et al. Splitting rivers

at their seams： Bifurcations and avulsion［J］. Earth Surface Processes

and Landforms， 2013， 38（1）： 47-61.

［19］ 陳清華，曾明，章鳳奇，等. 河流相儲(chǔ)層單一河道的識(shí)別及其

對(duì)油田開發(fā)的意義［J］. 油氣地質(zhì)與采收率，2004，11（3）：13-

15.［Chen Qinghua， Zeng Ming， Zhang Fengqi， et al. Identification

of single channel in fluvial reservoir and its significance

to the oilfield development［J］. Petroleum Geology and Recovery

Efficiency， 2004， 11（3）： 13-15.］

［20］ 呂曉光，趙翰卿，付志國，等. 河流相儲(chǔ)層平面連續(xù)性精細(xì)描

述［J］. 石油學(xué)報(bào)，1997，18（2）：66-71.［Lü Xiaoguang， Zhao

Hanqing， Fu Zhiguo， et al. A detailed description of area continuity

of fluvial reservoir［J］. Acta Petrolei Sinica， 1997， 18

（2）： 66-71.］

［21］ 劉波，趙翰卿，王良書，等. 古河流廢棄河道微相的精細(xì)描述

［J］. 沉積學(xué)報(bào)，2001，19（3）：394-398.［Liu Bo， Zhao Hanqing，

Wang Liangshu， et al. The detailed description of ancient fluvial

abandoned channel micro-facies［J］. Acta Sedimentologica Sinica，

2001， 19（3）： 394-398.］

［22］ 徐叢亮，陳沈良，陳俊卿. 新情勢(shì)下黃河口出汊流路三角洲體系

的演化模式［J］. 海岸工程，2018，37（4）：35-43.［Xu Congliang，

Chen Shenliang， Chen Junqing. Evolution mode of channel

bifurcation delta system at the Yellow River estuary under the

new situation［J］. Coastal Engineering， 2018， 37（4）： 35-43.］

［23］ 鄭珊，吳保生，周云金，等. 黃河口清水溝河道的沖淤過程與

模擬［J］. 水科學(xué)進(jìn)展，2018，29（3）：322-330.［Zheng Shan，

Wu Baosheng， Zhou Yunjin， et al. Erosion and aggradation processes

and calculation method for the Qingshuigou channel on

the Yellow River Delta［J］. Advances in Water Science， 2018，

29（3）： 322-330.］

［24］ Mackey S D， Bridge J S. Three-dimensional model of alluvial

stratigraphy： Theory and applications［J］. Journal of Sedimentary

Research， 1995， 65（1b）： 7-31.

［25］ Field J. Channel avulsion on alluvial fans in southern Arizona

［J］. Geomorphology， 2001， 37（1/2）： 93-104.

［26］ Yang H Y， Lin B L， Zhou J J. Avulsions in a simulated large

lowland braided river［J］. Water Resources Management， 2018，

32（7）： 2301-2314.

［27］ Smith N D， Cross T A， Dufficy J P， et al. Anatomy of an avulsion

［J］. Sedimentology， 1989， 36（1）： 1-23.

［28］ Smith N D， Perez-Arlucea M. Fine-grained splay deposition in

the avulsion belt of the lower Saskatchewan River， Canada［J］.

Journal of Sedimentary Research， 1994， 64（2b）： 159-168.

［29］ Kraus M J， Wells T M. Recognizing avulsion deposits in the ancient

stratigraphical record［M］//Smith N D， Rogers J. Fluvial

sedimentology VI. Algiers： The International Association of

Sedimentologists， 1999： 251-268.

［30］ Nienhuis J H， T?rnqvist T E， Esposito C R. Crevasse splays

versus avulsions： A recipe for land building with levee breaches

［J］. Geophysical Research Letters， 2018， 45（9）： 4058-4067.

［31］ Makaske B， Maathuis B H P， Padovani C R， et al. Upstream

and downstream controls of recent avulsions on the Taquari

megafan， Pantanal， south-western Brazil［J］. Earth Surface Processes

and Landforms， 2012， 37（12）： 1313-1326.

［32］ 陳志清. 歷史時(shí)期黃河下游的淤積、決口改道及其與人類活

動(dòng)的關(guān)系［J］. 地理科學(xué)進(jìn)展，2001，20（1）：44-50.［Chen

Zhiqing. The deposition， breach， and diversion in the lower

Yellow River and their relationships with human activities

during the historical period［J］. Progress in Geography， 2001，

20（1）： 44-50.］

［33］ 錢寧. 1855 年銅瓦廂決口以后黃河下游歷史演變過程中的若

干問題［J］. 人民黃河，1986（5）：66-72.［Qian Ning. Problems

concerning evolution of the lower Yellow River subsequent to

dykebreach in 1855 at Tongwaxiang［J］. Yellow River， 1986

（5）： 66-72.］

［34］ McCarthy T S， Ellery W N， Stanistreet I G. Avulsion mechanisms

on the Okavango fan， Botswana： The control of a fluvial

system by vegetation［J］. Sedimentology， 1992， 39（5）：

779-795.

［35］ Slingerland R， Smith N D. Necessary conditions for a meanderingriver

avulsion［J］. Geology， 1998， 26（5）： 435-438.

［36］ Jones L S， Schumm S A. Causes of avulsion： An overview

［M］//Smith N D， Rogers J. Fluvial sedimentology VI. Algiers：

The International Association of Sedimentologists， 1999：

171-178.

［37］ Catuneanu O. 層序地層學(xué)原理［M］. 吳因業(yè)，譯. 北京：石油

工業(yè)出版社，2009：77-85.［Catuneanu O. Principles of sequence

stratigraphy［M］. Wu Yinye， trans. Beijing： Petroleum

Industry Press， 2009： 77-85.］

［38］ Stouthamer E， Berendsen H J A. Avulsion： The relative roles of

autogenic and allogenic processes［J］. Sedimentary Geology，

2007， 198（3/4）： 309-325.

［39］ Stouthamer E， Cohen K M， Gouw M J P. Avulsion and its implications

for fluvial-deltaic architecture： Insights from the Holocene

Rhine-Meuse delta［M］//Davidson S K， Leleu S， North C

P. From river to rock record： The preservation of fluvial sediments

and their subsequent interpretation. SEPM Society for

Sedimentary Geology， 2011： 215-232.

［40］ Rajchl M， Uli?ny D. Depositional record of an avulsive fluvial

system controlled by peat compaction （Neogene， Most Basin，

Czech Republic） ［J］. Sedimentology， 2005， 52（3）： 601-625.

［41］ Aslan A， Autin W J， Blum M D. Causes of river avulsion： Insights

from the Late Holocene avulsion history of the Mississippi

River， U. S. A.［J］. Journal of Sedimentary Research， 2005， 75

（4）： 650-664.

［42］ Morozova G S， Smith N D. Holocene avulsion styles and sedimentation

patterns of the Saskatchewan River， Cumberland

Marshes， Canada［J］. Sedimentary Geology， 2000， 130（1/2）：

81-105.

［43］ Stouthamer E. Sedimentary products of avulsions in the Holocene

Rhine-Meuse delta， the Netherlands［J］. Sedimentary Geology，

2001， 145（1/2）： 73-92.

［44］ Jones H L， Hajek E A. Characterizing avulsion stratigraphy in

ancient alluvial deposits［J］. Sedimentary Geology， 2007， 202

（1/2）： 124-137.

［45］ Lowe D R， Graham S A， Malkowski M A， et al. The role of

avulsion and splay development in deep-water channel systems：

Sedimentology， architecture， and evolution of the deep-water

Pliocene Godavari “A” channel complex， India［J］. Marine and

Petroleum Geology， 2019， 105： 81-99.

［46］ Bridge J S. Large-scale facies sequences in alluvial overbank environments

［J］. Journal of Sedimentary Research， 1984， 54

（2）： 583-588.

［47］ Flood Y S， Hampson G J. Facies and architectural analysis to

interpret avulsion style and variability： Upper Cretaceous Blackhawk

Formation， Wasatch Plateau， central Utah， U. S. A.［J］.

Journal of Sedimentary Research， 2014， 84（9）： 743-762.

［48］ Gibling M R， Bashforth A R， Falcon-Lang H J， et al. Log jams

and flood sediment buildup caused channel abandonment and

avulsion in the Pennsylvanian of Atlantic Canada［J］. Journal of

Sedimentary Research， 2010， 80（3）： 268-287.

［49］ Donselaar M E， Gozalo M C C， Moyano S. Avulsion processes

at the terminus of low-gradient semi-arid fluvial systems： Lessons

from the Río Colorado， Altiplano endorheic basin， Bolivia

［J］. Sedimentary Geology， 2013， 283： 1-14.

［50］ 李嘉光. 干旱湖盆曲流河末端細(xì)粒沉積體系及沉積模式［J］.

地球科學(xué)，2018，43（增刊1）：264-276.［Li Jiaguang. Sedimentary

model of fine-grained dryland meandering river terminus

systems in a semi-arid or arid endorheic basin［J］. Earth Science，

2018， 43（Suppl. 1）： 264-276.］

［51］ van Toorenenburg K A， Donselaar M E， Weltje G J. The life cycle

of crevasse splays as a key mechanism in the aggradation of

alluvial ridges and river avulsion［J］. Earth Surface Processes

and Landforms， 2018， 43（11）： 2409-2420.

［52］ van Toorenenburg K A， Donselaar M E， Noordijk N A， et al.

On the origin of crevasse-splay amalgamation in the Huesca fluvial

fan （Ebro Basin， Spain）： Implications for connectivity in

low net-to-gross fluvial deposits［J］. Sedimentary Geology，

2016， 343： 156-164.

［53］ 馮瀟飛，趙曉明，譚程鵬，等. 深海彎曲水道內(nèi)部一種特殊的

沉積單元：凹岸壩［J］. 沉積學(xué)報(bào)，2020，38（2）：440-450.［Feng

Xiaofei， Zhao Xiaoming， Tan Chengpeng， et al. A distinctive

sedimentary element within the sinuous submarine channel： Outer

bank bar［J］. Acta Sedimentologica Sinica， 2020， 38（2）：

440-450.］

［54］ 林承焰，程盼，任麗華，等. 奧里諾科重油帶MPE-3 區(qū)塊Oficina

組辮狀河三角洲沉積相定量刻畫［J］. 沉積學(xué)報(bào)，2019，37

（3）：610-622.［Lin Chengyan， Cheng Pan， Ren Lihua， et al.

Quantitative description of the braided river delta sedimentary facies

of the Oficina Formation in MPE-3 block of the Orinoco

heavy oil belt［J］. Acta Sedimentologica Sinica， 2019， 37（3）：

610-622.］

［55］ 岳大力，胡光義，李偉，等. 井震結(jié)合的曲流河儲(chǔ)層構(gòu)型表征

方法及其應(yīng)用：以秦皇島32-6 油田為例［J］. 中國海上油氣，

2018，30（1）：99-109.［Yue Dali， Hu Guangyi， Li Wei， et al.

Meandering fluvial reservoir architecture characterization method

and application by combining well logging and seismic data：

A case study of QHD32-6 oilfield［J］. China Offshore Oil and

Gas， 2018， 30（1）： 99-109.］

［56］ 蔡全升，胡明毅，胡忠貴，等. 退積型淺水三角洲沉積演化特

征及砂體展布規(guī)律：以松遼盆地北部臨江地區(qū)下白堊統(tǒng)泉頭

組四段為例［J］. 石油與天然氣地質(zhì)，2016，37（6）：903-914.

［Cai Quansheng， Hu Mingyi， Hu Zhonggui， et al. Sedimentary

evolution and distribution of sand bodies of retrogradational

shallow-water delta： A case study from 4th member of the Cretaceous

Quantou Formation in the Lingjiang area， Songliao Basin

［J］. Oil amp; Gas Geology， 2016， 37（6）： 903-914.］

［57］ Li W， Yue D L， Wang W F， et al. Fusing multiple frequencydecomposed

seismic attributes with machine learning for thickness

prediction and sedimentary facies interpretation in fluvial

reservoirs［J］. Journal of Petroleum Science and Engineering，

2019， 177： 1087-1102.

［58］ 張建坤，楊國濤，吳吉忠，等. 黃驊坳陷北部馬頭營凸起館陶

組砂體成因及展布特征［J］. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)（地球科學(xué)版），

2017，47（1）：48-60. ［Zhang Jiankun， Yang Guotao， Wu Jizhong，

et al. Genesis and distribution characteristics of sandstone

bodies in the Guantao Formation of Matouying uplift， the

northern Huanghua Depression［J］. Journal of Jilin University

（Earth Science Edition）， 2017， 47（1）： 48-60.］

［59］ 高崇龍，紀(jì)友亮，任影，等. 準(zhǔn)噶爾盆地莫索灣地區(qū)白堊系清

水河組沉積演化與有利砂體展布［J］. 古地理學(xué)報(bào)，2015，17

（6）：813-828.［Gao Chonglong， Ji Youliang， Ren Ying， et al.

Sedimentary evolution and favorable sandbody distribution of

the Cretaceous Qingshuihe Formation in Mosuowan area， Junggar

Basin［J］. Journal of Palaeogeography， 2015， 17（6）：

813-828.］

［60］ Zhao X M， Qi K， Liu L， et al. Development of a partiallyavulsed

submarine channel on the Niger Delta continental slope：

Architecture and controlling factors［J］. Marine and Petroleum

Geology， 2018， 95： 30-49.

［61］ Labrecque P A， Jensen J L， Hubbard S M， et al. Sedimentology

and stratigraphic architecture of a point bar deposit， Lower

Cretaceous McMurray Formation， Alberta， Canada［J］. Bulletin

of Canadian Petroleum Geology， 2011， 59（2）： 147-171.

［62］ Hajek E A， Edmonds D A. Is river avulsion style controlled by

floodplain morphodynamics？［J］. Geology， 2014， 42（3）：

199-202.

［63］ Gibling M R. Width and thickness of fluvial channel bodies and

valley fills in the geological record： A literature compilation and

classification［J］. Journal of Sedimentary Research， 2006， 76

（5）： 731-770.

［64］ Gouw M J P. Alluvial architecture of the Holocene Rhine-Meuse

delta （the Netherlands）［J］. Sedimentology， 2008， 55（5）：

1487-1516.

［65］ Chamberlin E P， Hajek E A. Interpreting paleo-avulsion dynamics

from multistory sand bodies［J］. Journal of Sedimentary Research，

2015， 85（2）： 82-94.

［66］ 張紅薇，趙翰卿，麻成斗. 泛濫—分流平原相儲(chǔ)層中河間砂體

的精細(xì)描述［J］. 大慶石油地質(zhì)與開發(fā)，1998（6）：24-26.

［Zhang Hongwei， Zhao Hanqing， Ma Chengdou. Fine description

of interchannel sandbody in flood-distributary pain reservoir

［J］. Petroleum Geology amp; Oilfield Development in Daqing，

1998（6）： 24-26.］

［67］ 高白水，金振奎，李燕，等. 河流決口扇沉積模式及演化規(guī)律：

以信江府前村決口扇為例［J］. 石油學(xué)報(bào)，2015，36（5）：564-

572.［Gao Baishui， Jin Zhenkui， Li Yan， et al. Sedimentary

model and evolutionary process of crevasse splays：A case of

crevasse splays around Fuqiancun village along Xinjiang River

［J］. Acta Petrolei Sinica， 2015， 36（5）： 564-572 .］

［68］ 陳薪凱，陳程，汪虎. 渤海灣盆地秦皇島32-X油田決口扇儲(chǔ)層

的沉積特征與區(qū)分標(biāo)準(zhǔn)［J］. 特種油氣藏，2020，27（5）：22-29，

138.［Chen Xinkai， Chen Cheng， Wang Hu. Sedimentary characteristics

and distinguishing criteria of crevasse splay reservoir

in QHD 32-X oilfield， Bohai Bay Basin［J］. Special Oil amp; Gas

Reservoirs， 2020， 27（5）： 22-29， 138.］

［69］ 黃金柱. 濟(jì)陽坳陷高青油田水下決口水道沉積模式及其砂體

內(nèi)剩余油形成與富集［J］. 天然氣地球科學(xué)，2008，19（1）：116-

119. ［Huang Jinzhu. Sub-sea crevasse channel depositional

model and remaining oil forming and concentration in the sand

body， Gaoqing oil-filed［J］. Natural Gas Geoscience， 2008， 19

（1）： 116-119.］

［70］ 周連德，田曉平，時(shí)新磊，等. 海上大井距條件下河流相窄薄

儲(chǔ)層預(yù)測(cè)：以渤中34-X油田北塊1 井區(qū)明化鎮(zhèn)組下段Ⅴ油組為

例［J］. 長江大學(xué)學(xué)報(bào)（自科版），2017，14（11）：22-26，39.

［Zhou Liande， Tian Xiaoping， Shi Xinlei， et al. The prediction

of narrow-thin fluvial reservoirs under large well spacing condition

in offshore oilfield—by taking V oil formation in the low

segment of Minghuazhen Formation （N1mL） in block 1 of Bo‐

zhong 34-X oilfield for example［J］. Journal of Yangtze University

（Natural Science Edition）， 2017， 14（11）： 22-26， 39.］

［71］ 鄧慶軍，張永成，裴占松，等. 薩中開發(fā)區(qū)薩二油層河間砂體

細(xì)化表征方法［J］. 復(fù)雜油氣藏，2018，11（2）：38-41.［Deng

Qingjun， Zhang Yongcheng， Pei Zhansong， et al. Fine characterization

method for interchannel sandbody in S-II layer of Sazhong

oilfield［J］. Complex Hydrocarbon Reservoirs， 2018， 11

（2）： 38-41.］

［72］ 張昌民，尹太舉，喻辰，等. 基于過程的分流平原高彎河道砂

體儲(chǔ)層內(nèi)部建筑結(jié)構(gòu)分析：以大慶油田薩北地區(qū)為例［J］. 沉

積學(xué)報(bào)，2013，31（4）：653-662.［Zhang Changmin， Yin Taiju，

Yu Chen， et al. Reservoir architectural analysis of meandering

channel sandstone in the delta plain based on the depositional

process［J］. Acta Sedimentologica Sinica， 2013， 31（4）：

653-662.］

［73］ 吳勝和，紀(jì)友亮，岳大力，等. 碎屑沉積地質(zhì)體構(gòu)型分級(jí)方案

探討［J］. 高校地質(zhì)學(xué)報(bào)，2013，19（1）：12-22.［Wu Shenghe， Ji

Youliang， Yue Dali， et al. Discussion on hierarchical scheme of

architectural units in clastic deposits［J］. Geological Journal of

China Universities， 2013， 19（1）： 12-22.］

［74］ Miall A D. The geology of fluvial deposits［M］. Berlin： Springer，

1996： 75-178.

［75］ 馬世忠，孫雨，范廣娟，等. 地下曲流河道單砂體內(nèi)部薄夾層

建筑結(jié)構(gòu)研究方法［J］. 沉積學(xué)報(bào)，2008，26（4）：632-639.［Ma

Shizhong， Sun Yu， Fan Guangjuan， et al. The method for

studying thin interbed architecture of burial meandering channel

sandbody［J］. Acta Sedimentologica Sinica， 2008， 26（4）：

632-639.］

［76］ 周銀邦，吳勝和，計(jì)秉玉，等. 曲流河儲(chǔ)層構(gòu)型表征研究進(jìn)展

［J］. 地球科學(xué)進(jìn)展，2011，26（7）：695-702.［Zhou Yinbang，

Wu Shenghe， Ji Bingyu， et al. Research progress on the characterization

of fluvial reservoir architecture［J］. Advances in Earth

Science， 2011， 26（7）： 695-702.］

［77］ 岳大力，吳勝和，劉建民. 曲流河點(diǎn)壩地下儲(chǔ)層構(gòu)型精細(xì)解剖

方法［J］. 石油學(xué)報(bào)，2007，28（4）：99-103.［Yue Dali， Wu

Shenghe， Liu Jianmin. An accurate method for anatomizing architecture

of subsurface reservoir in point bar of meandering river

［J］. Acta Petrolei Sinica， 2007， 28（4）： 99-103.］

［78］ 岳大力，吳勝和，譚河清，等. 曲流河古河道儲(chǔ)層構(gòu)型精細(xì)解

剖：以孤東油田七區(qū)西館陶組為例［J］. 地學(xué)前緣，2008，15

（1）：101-109.［Yue Dali， Wu Shenghe， Tan Heqing， et al. An

anatomy of paleochannel reservoir architecture of meandering

river reservoir： A case study of Guantao Formation， the west

7th block of Gudong oilfield［J］. Earth Science Frontiers，

2008， 15（1）： 101-109.］

［79］ Bridge J S， Tye R S. Interpreting the dimensions of ancient fluvial

channel bars， channels， and channel belts from wirelinelogs

and cores［J］. AAPG Bulletin， 2000， 84（8）： 1205-1228.

［80］ Edmonds D A， Hajek E A， Downton N， et al. Avulsion flowpath

selection on rivers in foreland basins［J］. Geology， 2016，

44（9）： 695-698.

［81］ Yalin M S. River mechanics［M］. Oxford： Pergamon Press，

1992： 219-221.

［82］ Gooley J T， Johnson C L， Pettinga L. Spatial and temporal variation

of fluvial architecture in a prograding clastic wedge of the

Late Cretaceous western interior basin （Kaiparowits Plateau），

U. S. A.［J］. Journal of Sedimentary Research， 2016， 86（3）：

125-147.

［83］ Hajek E A， Straub K M. Autogenic sedimentation in clastic stratigraphy

［J］. Annual Review of Earth and Planetary Sciences，

2017， 45： 681-709.

［84］ Moran K E， Nittrouer J A， Perillo M M， et al. Morphodynamic

modeling of fluvial channel fill and avulsion time scales during

Early Holocene transgression， as substantiated by the incised

valley stratigraphy of the Trinity River， Texas［J］. Journal of

Geophysical Research： Earth Surface， 2017， 122（1）： 215-234.

［85］ Grenfell S E， Grenfell M C， Rowntree K M， et al. Fluvial connectivity

and climate： A comparison of channel pattern and process

in two climatically contrasting fluvial sedimentary systems

in South Africa［J］. Geomorphology， 2014， 205： 142-154.

［86］ Stouthamer E， Berendsen H J A. Factors controlling the Holocene

avulsion history of the Rhine-Meuse delta （the Netherlands）

［J］. Journal of Sedimentary Research， 2000， 70（5）：

1051-1064.

［87］ Stouthamer E， Berendsen H J A. Avulsion frequency， avulsion

duration， and interavulsion period of Holocene channel belts in

the Rhine-Meuse delta， the Netherlands［J］. Journal of Sedimentary

Research， 2001， 71（4）： 589-598.

［88］ Tooth S， Rodnight H， Duller G A T， et al. Chronology and controls

of avulsion along a mixed bedrock-alluvial river［J］. GSA

Bulletin， 2007， 119（3/4）： 452-461.

［89］ Larkin Z T， Tooth S， Ralph T J， et al. Timescales， mechanisms，

and controls of incisional avulsions in floodplain wetlands：

Insights from the Tshwane River， semiarid South Africa

［J］. Geomorphology， 2017， 283： 158-172.

［90］ 張昌民，朱銳，尹太舉，等. 扇三角洲沉積學(xué)研究進(jìn)展［J］. 新

疆石油地質(zhì)，2015，36（3）：362-368.［Zhang Changmin， Zhu

Rui， Yin Taiju， et al. Advances in fan deltaic sedimentology

［J］. Xinjiang Petroleum Geology， 2015， 36（3）： 362-368.］

［91］ 張昌民，朱銳，趙康，等. 從端點(diǎn)走向連續(xù)：河流沉積模式研究

進(jìn)展述評(píng)［J］. 沉積學(xué)報(bào)，2017，35（5）：926-944.［Zhang Changmin，

Zhu Rui， Zhao Kang， et al. From end member to continuum：

Review of fluvial facies model research［J］. Acta Sedimentologica

Sinica， 2017， 35（5）： 926-944.］

［92］ 唐武，王英民，趙志剛，等. 河型轉(zhuǎn)化研究進(jìn)展綜述［J］. 地質(zhì)

論評(píng)，2016，62（1）：138-152.［Tang Wu， Wang Yingmin， Zhao

Zhigang， et al. A review of fluvial pattern transformation［J］.

Geological Review， 2016， 62（1）： 138-152.］

［93］ 譚程鵬，于興河，李勝利，等. 辮狀河—曲流河轉(zhuǎn)換模式探討：

以準(zhǔn)噶爾盆地南緣頭屯河組露頭為例［J］. 沉積學(xué)報(bào)，2014，32

（3）：450-458.［Tan Chengpeng， Yu Xinghe， Li Shengli， et al.

Discussion on the model of braided river transform to meandering

river： As an example of Toutunhe Formation in southern

Junggar Basin［J］. Acta Sedimentologica Sinica， 2014， 32（3）：

450-458.］

［94］ 李勝利，于興河，楊志浩，等. 準(zhǔn)噶爾盆地彩南地區(qū)頭屯河期

河流變遷與砂體展布［J］. 新疆石油地質(zhì)，2015，36（6）：660-

667. ［Li Shengli， Yu Xinghe， Yang Zhihao， at al. Fluvial

changes and sandbody distribution of Toutunhe Formation in

Cainan area， Junggar Basin［J］. Xinjiang Petroleum Geology，

2015， 36（6）： 660-667.］

［95］ 趙晨帆，于興河，付超，等. 曲流河三角洲—辮狀河三角洲控

制因素及演化過程探討［J］. 沉積學(xué)報(bào)，2019，37（4）：768-784.

［Zhao Chenfan， Yu Xinghe， Fu Chao， et al. Control factors

and evolution progress of depositional system transition from

meandering river delta to braid river delta： Case study of Shan2

member to He8 member， Ordos Basin［J］. Acta Sedimentologica

Sinica， 2019， 37（4）： 768-784.］