尹太举，李宣玥，张昌民，朱永进，龚福华 （长江大学地球科学学院，湖北荆州434023）

现代浅水湖盆三角洲沉积砂体形态特征
——以洞庭湖和鄱阳湖为例

尹太举，李宣玥，张昌民，朱永进，龚福华 （长江大学地球科学学院，湖北荆州434023）

以Google Earth提供的卫星照片平台为基础，对现代洞庭湖和鄱阳湖河口沉积进行了描述，分析了砂体发育特征。洞庭湖东、西湖区环境差异明显，发育5处规模较大三角洲，三角洲特征各异，其中西洞庭三角洲沉积砂体最为发育。潘阳湖基本东西分隔，以西部湖区沉积为主，特别是赣江三角洲砂体面积占整个湖区面积的7成以上。两湖中现代浅水三角洲砂体有两种展布形式，一种是连片展布砂体，主要发育于西洞庭和西潘阳湖中，尤以赣江三角洲最为典型，而另一种以枝状孤立砂体为特征，以东洞庭草尾－蒿竹河三角洲和潘阳湖西河三角洲为代表。前者三角洲平原发育，砂体连片分布，主体成因为分流砂坝。后者枝状、条带状分布，不具备广阔的平原相带，主体是天然堤沉积。通过对其成因分析认为其形成主要受控于河道推进过程中的沉积稳定程度，而这可能与河流的沉积物构成及水量相关。

浅水三角洲；现代沉积；砂体形态；洞庭湖；鄱阳湖

现代沉积调查是认识沉积特征、建立沉积模式的最基本、最有效的方法，长期以来一直受到沉积学家的重视，在沉积学发展中起到了至关重要的作用。对密西西比等三角洲的观察，奠定了三角洲沉积的基础［1，2］。Gilbert［3］通过湖盆沉积调查提出了三角洲三层结构；而 Miall［4］通过对现代河流沉积的调查，形成了建模结构分析法，成为沉积学研究中的一个里程碑。随着技术的发育和研究的需要，现代沉积调查又显示了新的特点。一是调查的精度不断增大，以期为建立储层地质知识库提供有效的参考，如张昌民［5］在长江荆江段，于兴河等［6］在岱海，吴胜和等［7］在松花江的调查；二是新技术，包括计算机处理技术［8］、地表雷达［9］和三维虚拟技术［10］的应用，为进一步挖掘露头信息提供了依据；三是随着遥感技术和网络技术的发展，越来越多的卫星图像资料在研究中得以应用并发挥了重要作用［11，12］。

浅水三角洲是一类发育于水体较浅和构造相对稳定的台地、陆表海或地形平缓、整体沉降缓慢的坳陷湖盆中的三角洲［13］。勘探业已证实此类沉积在我国中新生带地层发育广泛且油气赋存量巨大。然而不同地区、不同时代的浅水湖盆三角洲特征多有差异，特别是砂体形态差别较大。如何把握砂体形态，适用不同的砂体展布模式预测储层展布，严重制约了勘探开发。以Google Earth平台提供的卫星照片为基础，通过现代沉积调查分析，形成砂体展布模式，则可为地下储层预测提供很好的参考。

1 洞庭湖现代三角洲沉积

1.1 沉积概况

洞庭湖位于湖南省境内，湖水较浅。湖区北与江汉平原相接，东、南、西三面为环湖丘陵，呈碟形。水滥时河湖相连，水退时河叉密布。按地理位置可为东、南、西3个湖区，磊石山以北为东洞庭湖，东南面为南洞庭湖，赤山岛西北面为西洞庭湖。全湖由四水尾闾、荆南四口分流洪道以及东、南、西洞庭湖构成。洞庭湖接纳湘、资、沅、澧四水和荆南四口以及洈水、汩罗江、新墙河等周边中、小河流来水来沙，经调蓄后由东北城陵矶泄入长江 （图1（a））。

图1 洞庭湖现代河口沉积分布特征

洞庭湖区西部为NNE向断裂控制的块断梯次隆起，中部块断向南掀斜，东部受NNE向断裂控制的块断沉降，南部为一近NW向断裂控制的差异沉降带。西洞庭湖因地壳隆起萎缩解体正走向消亡。东洞庭湖和南洞庭湖因处2个负向构造复合部位，沉降较深［14］。

1.2 现代三角洲沉积分布及特征

洞庭湖发育湘江、资水、沅江、澧水等四水水系，松滋口、太平口、调弦口 （1958年堵闭）、藉池口等四口水系及汩罗江、新墙河等水系，在各水系的入湖处形成了大小、规模、形态各异的入湖三角洲，其中主要有5处三角洲发育规模较大。

1）草尾－蒿竹河三角洲 源于藕池东支分支来水、来砂在茅草街汇合后分为南北两支，北支草尾河入东洞庭湖后河道没有分叉，较为弯曲，形成了伸长状的三角洲。南支蒿竹河，沿南洞庭湖北岸东流在磊石山一带汇入湘江，向北入东洞庭湖。此处2个三角洲，发育于南、东洞庭湖两个受水湖盆盆地之间，外形为半环形，以舌形向湖延伸，不同时期三角洲显示了不同的形态特点。另外在两支中间部位，发育的小型河道也形成了伸长状的三角洲，但规模较小，河道较为顺直。

2）藕池河东支三角洲 由于沱江下段淤塞，藕池东支自胡子口开始分汊并形成分流河道，发育的三角洲发育不仅受控于藕池东支入湖水流含沙量、输沙量，还与湖水位顶托强度、风浪对湖泊底质再悬浮作用，以及湘江水流的抑制等影响因素密切相关。多因素共同作用导致三角洲平面呈弧形。目前藕池河东支三角洲前缘正逐渐向君山靠近，与草尾－蒿竹河三角洲前缘连成一体。

3）沅江三角洲 沅江自西向东入西洞庭湖，在距入湖口12.5km处河道变宽，发育了大量心滩。在坡头附近小型分流汊道沿西洞庭湖左右两岸延伸，发育伸长形纵向砂坝，使其主流向陆方向凹进，呈现溺谷特征。距澧水洪道三角洲的前缘仅约12.5km，造成沅江入湖水流受澧水洪道来水和西洞庭湖水体的顶托，其三角洲发育只能沿湖岸延伸，形成三角洲两侧的长条形砂坝。

4）澧水洪道三角洲 澧水入湖前与四口水系西部的水系相汇后一部分注入西洞庭湖，一部分沿湖东行，汇积了四口水系中部的水量后在南洞庭入湖。洪道含沙量高，输沙量大，三角洲扩展迅速。沉积特点是先在湖泊的滨岸带形成边滩，以及入湖口形成心滩，然后逐渐扩大，直至充满湖泊的左右两侧，并不断向南推进。

5）资水三角洲 资水三角洲由资水西支北流进入南洞庭湖而成。由于资水含沙量及输沙量较小、南洞庭湖湖盆萎缩、水位日益升高、湖区盛行的偏北风、风浪对底质的再悬浮及淘洗作用等因素，此三角洲总体上呈侵蚀－溺谷型。

1.3 典型三角洲沉积特征

1）草尾－蒿竹河三角洲伸长状河道型三角洲 草尾－蒿竹河三角洲及其他入东洞庭湖的三角洲特征与其他部位三角洲明显不同，三角洲沿单河道发育，在平原部位很少分叉，而在前缘部位则有多个水下砂坝分隔，形成了以分支河道为主的三角洲形态 （图1（b））。前缘河道枝状伸展，延伸较远。沉积砂体主要由各期砂坝进一步发育后拼连接的水下天然堤和水下天然堤沼泽化出露水面的天然堤构成。天然堤与河道宽度比可达4～5，表明河道内沉积不占主导地位。该区以河流能量为主，主要沉积由河流控制，波浪对河流沉积改造很弱，泥砂呈现出长条形态沿河道向湖延伸。较低的砂泥比造就天然堤稳定发育于河道侧缘，限制了水流进一步扩散，使得河道得以保持较强的水动力而推进较远距离。较浅的湖水使得天然堤能够快速沼泽化出露水面，增大了其对河道的制约作用。而洪水期的决口中，则造就了新的叉流河道，分流砂坝在河口局部发育。

2）废弃湘江三角洲 湘江在南洞庭湖呈现出明显的吞吐流特征，河水入湖后与北部来水汇合后向东进入东洞庭湖后，发育的三角洲呈分支砂坝型 （图1（c）），其特点是前缘砂体连片分布，各期砂体朵状叠置，表明河流与湖泊共同控制了砂体的形成。在前缘相带占整个三角洲的比例相对较小，远小于分支河道型。砂体骨架为分流砂坝，进一步分流形成分流坝复合体，而枯水期出露沼泽化为砂洲、沼泽。三角洲平原原始沉积与地貌上的同期前缘非同期沉积，而是前期前缘沼泽化的结果，这与通常理解的三角洲平原为同期河道沉积结果不同。

由于湖水能量较强，对沉积物的改造增强，常形成扇形三角洲。河流泥砂在河口快速沉积发育分流砂坝，砂坝出露水面后互相连接拼合成成较大的砂洲，与河道一同造就了三角洲前缘地貌。河道频繁变迁冲刷原有砂体并形成新的砂坝，从而使砂坝形态进一步复杂化。

2 鄱阳湖现代三角洲沉积

2.1 沉积概况

鄱阳湖位于长江中下游江西省境内，总面积约3210km2，是一个典型的吞吐型连河湖。湖泊是在新构造运动下赣江古河道不断扩张、长江洪水位上升时形成的。水体较浅，平均8.4m；湖水面积变化极大［15］，高水位可达4647km2，而低水位时仅146km2。赣江三角洲面积1544km2，占整个湖中沉积面积的7成以上。

鄱阳湖周缘可以分为东西2个沉积区。湖底自东向西，由南向北倾斜，高程由12m降至湖口处的约1.0m。湖底平坦，平均水深8.4m，最深处25m。滩地高程都在12～18m之间，面积约938km2，有沙滩、泥滩、草洲3种类型。沙滩高程较低，草洲最高，主要分布在东、南、西部各河入湖三角洲扩散区。湖中岛屿25处共41个，多数在中低水位时表现为滩丘，分为石岛、土岛、土石岛、沙岛4种类型［16］。面积共103km2，最大的41.6km2，最小的不足0.01km2。

2.2 鄱阳湖三角洲沉积分布特征

潘阳湖周边主要发育有赣、修、抚、信、饶5条主要河道，部分小型山区河流如西河在东部、南部注入。从平面分面看，西部各河口区的三角洲相对较为连续；而在东部，特别是山区河流的三角洲相对窄小 （图2 （a））。

赣江水系相当发育，在整个湖区分为3个大的分支，其中南部和中部分支是主体，形成了面积广阔的三角洲，尤其是三角洲平面延展较广。上三角洲平原始终处于枯水线之上，沿河延伸达40km，而下三角洲平原处于枯水线与洪水线之间，延伸10～20km，平均15km左右。南部分支又分为2支，入湖后2个分支从南、北2个方向向分支间的湖泊区及东部进积，形成的三角洲整体上较为狭窄，形成的三角洲各河道间为浅滩和浅湖所隔开。中部分支与南部分支沉积不同，其沉积朵体整体相对较为连续，连片性好，而在其南部的分支特征与赣江南部分支特征类似，呈狭长状。赣江北部分支与修水合并后入湖，形成了大量的砂坝，其后与湖泊出水汇合形成入江水道。水道整体上呈现出曲流河道特征，发育大量的砂坝。

抚河在入湖前分为南北两个分支，其中南部分支注入洞庭湖南部的小湖泊中，发育了一个独立的三角洲，基本上连片分布，将南部的湖泊切为2个。而抚河北分支则在洞庭湖南端注入湖泊，形成了较小的三角洲，其末端出水与信江来水、赣江南支汇合，其后汇合的水体沿湖泊西部水体向北流形成一系列的砂坝。

饶河在潘阳湖东南部入湖，进入渊阳湖东部水体，发育了小规模的三角洲。三角洲整体上较为狭窄，呈伸长状。其西部分支与信江、赣江南支和抚水汇合后的水体相汇，受西部水体的影响，形成了较宽广的前缘。而东部分支河道相对明显，发育多条狭长的分流河道。

西河注入潘阳湖东部水体的北端，形成了狭长状展布的三角洲，三角洲主体上是狭长的分流河道及其天然堤，不管是平原和前缘相，其宽度都非常有限。

图2 潘阳湖现代河口沉积分布特征

2.3 典型三角洲沉积特征

1）赣江中部分支三角洲 鄱阳湖中赣江中部分支三角洲发育完善，独立性较强，成为一个形态和相带均完整的三角洲朵体，三角洲的前缘呈朵状展布 （图2（b））。河道入湖后，主要发育了三个次级分支，南部分支和北部分支较为发育，而中部分支发育相对较差。南部分支主河道较为顺直，在平原部分未见分叉，而在前缘部位分叉明显，在三角洲前缘河道进一步大量分叉，形成一系列的次级小河道进入湖区，分支河道间则为纵向展布的分流砂坝，与洞庭湖不同，此处前缘相带宽广，较分支河道型延伸广。作为沉积骨架，砂坝后期深化复杂，可能接受后期沉积而出露，进一步沼泽化而成沙洲。与分支河道天然堤类似，平原骨架并亦非少前缘同期沉积，而是前期前缘沼泽化后的百同期产物。

从外部形态上看，此处的分流砂坝型浅水三角洲不同于洞庭湖。此处地势平缓，湖水更浅，河流能量在河口衰减更快，泥砂更易于在河口直接堆积而成分流砂坝。而河流的频繁改道，使得分支河道不断改道或迁移，冲刷前期的分流砂坝，并使砂坝上的泥砂进一步向湖方向迁移，入湖处发育新的分流砂坝，使得三角洲整体不断向湖推进。而在靠岸方向由于湖水变浅或沼泽化，砂坝出露并横向连片形成沙洲。

2）西河三角洲 西河三角洲位于西河入湖口，实质上已不是传统的潘阳湖区，而是位于潘阳湖中部水道以东的、由一系列小岛屿与潘阳湖主体相隔开的东部相对较为独立的湖区。此处三角洲显示出明显的分支河道型浅水三角洲 （图2（c））特点。河道入湖后保持狭长的水道形态，一直向前延伸，分叉后分流河道间相互分隔明显。分流河道形态完整，河道间没有明显的与河道相关联的沉积物将河道相连接。据出露情况可将其分流河道发育段划分为水上和水下两段，基本上与三角洲平原和三角洲前缘相对应，但不同的是三角洲平原部分不是连续的大面积展布的朵体，而是也呈现出由狭窄河道及其相关的沉积构成的狭窄的条带状的特征。从两段的沉积分布看，分流河道水下段相对于水上段长度相对较短，最长的一段长度达3780m，而相应的水上段长度可达8600m。而从三角洲的沉积单元的侧向构成看，基本上可分为河道 （分流河道）和河道侧缘 （天然堤）两部分，河道路窄而细，天然堤则相对较宽。从侧向相带的宽度变化看，都较为稳定，河道宽度从入湖分叉前的约240m，经过约7000m转换为宽度约25～35m宽的小型河道。而堤岸沉积则从最宽的约600m，到前缘约300m左右。

水下段分流河道水道较窄，一般在25～35m之间，宽度变化较小，围绕水道两侧的天然堤相对较宽，沿河道向湖中心方向明显变窄。从河道前缘外侧出现到河道边部天然堤出露为水上天然堤，其宽度可达300～600m。水下天然堤的发育一般不对称，几条主要的分支河道中显示其南侧靠近开阔湖盆部分的宽度要较其封闭湖湾部分的宽度大。

水上分流河道段的沉积与水下相似，所不同的，一是其河道相对较宽，一般在50m以上；二是分流河道外缘的沉积与水下相比相对较宽，而且可明显分为3个带。其中最靠近河道的是水上天然堤，宽度一般100～250m，最窄处不足50m，也呈现出不对称的分布特征，在靠近开阔湖一侧较封闭的湖湾一侧宽度大。最外层分布于远离河道的靠湖部位，宽度在70～250m之间，最宽处达450m，最窄处则不足50m。而在内侧天然堤和外缘的沉积中间，还有一层宽度在50～100m的区带。目前从卫星图片上尚不能对外带和中间带的差异进行较详细的探讨，推测外缘沉积的形成可能与湖水的活动有关，研究中暂将其定为沿岸砂坝。

3 浅水三角洲砂体形态成因探讨

从现代洞庭湖和潘阳湖河口三角洲沉积看，两种类型三角洲、两类砂体形态差异明显［17］。一类是以分流河河道主体的三角洲砂体，一类是以分流砂坝为主体的三角洲砂体，两类三角洲在形成机理、外部形态、内部结构上都明显不同，成了三角洲的两种端元的代表。从其外部形态看，分流河道型三角洲砂体呈现出枝状、窄条带状展布，砂体局限而孤立；而分流砂坝型则主要体现为朵状、片状展布，相对连续，分布广泛。当然两者也有相同的地方，而其中最主要，而且与通常的三角洲的认识不太一致的就是沉积过程中河道是沉积物的搬运通道，但在两类三角洲中都不是沉积的主要场所。从其形成的沉积构成看，分流河道三角洲主要是天然堤相关的砂体，而分流砂坝型三角洲则主要是分流砂坝。

3.1 连片状浅水三角洲砂体特征

连片状浅水砂体发育于分流砂坝型三角洲。砂体外形呈朵状或叶片状，朵体发育集中，基本上呈现片状分布，整体沉积相对较为连续，河道呈现出辫状特点，各朵体之间部位会发育分流间湾沉积。朵体中发育的主体是分流砂坝，其分布面积相对较大，厚度也相对较大，而河道则主要是供砂通道。河道一般分叉较多，形成多级分叉连片状态，因而水流显得非常分散，没有集中的狭长状的水道或者单个分流水道延伸不是很远。从相带上看，三角洲平原和前缘的特征较为清楚，而且前缘相带相对平原相带宽度较小，三角洲平原沉积发育，基本上占据了三角洲的3／4以上面积，而前缘相带不甚发育。单朵体前缘相带主要的沉积组成有分流砂坝和分流河道，分流砂坝由沉积的正底形上的砂体形成，而分流河道为负底形沉积地貌单元。三角洲平原的构成与前缘类似，不同的是平原部位的沉积已出露水面，可能有植被发育，此外平原部位的河道也相对较为固定、连续，特别是更近湖岸区。三角洲平原主体沉积主要发育两个部位。在分流河道内部，分流砂坝的边缘堆积导致部分河道淤塞连片从而形成真正的河口砂坝，砂坝可沼泽化出露而成砂洲，河口区可能发育一个或多个砂洲。分流河道外缘部位，前期处于边缘的分流砂坝不断接受沉积，淤塞侧缘河水外泄通道连片而成水下天然堤。随河流向湖推进，堤岸逐渐加高，露出水面沼泽化而成天然堤。

3.2 枝状浅水三角洲砂体特征

枝状砂体主要发育于分流河道型浅水三角洲。主体砂体为天然堤，砂体呈现出明显的树枝状、分叉状，朵体窄而细，朵间不连通或通过决口水道连通。主要地貌单元是天然堤，分流河道相对天然堤较为狭窄。根据天然堤因出露情况而分为水下和水上，水上天然堤植被繁茂，具明显的沼泽化特征，水下天然堤处于水下，无植被发育。水下天然堤延伸较短，在天然堤的尽头发育有小型砂坝，有时连续，但多不太连续。天然堤宽度变化不大，单侧堤岸宽／河宽比3～5，最大可达10以上，水上水下宽度差异不明显。

3.3 砂体成因分析

对于三角洲砂体的形态，前人有较多的讨论，特别基于河流、波浪和潮汐对沉积控制所决定的砂体形态分布，一直是识别不同类型三角洲的标志性的特征，也是对其砂体进行预测的基础［18］。然而对于浅水三角洲来讲，其本身处于较浅的湖盆中，波浪影响较小，不受潮汐影响，因而其形成更多地受控于河流和入湖环境的影响，而不是外部水体的影响。

一般认为，粗粒沉积物由于其内部较弱的黏结性而具有较弱的抗冲刷性，因而此类砂体在沉积过程中往往易于连片，形成大面积砂体，象辫状河及辫状三角洲都是此类特征；而在实验室模拟中，往往造成砂体较为连片分布特征，也是由于在实验室内一般采用的是较粗的沉积颗粒组成或难于形成细粒层。而细粒沉积物则由于其形成的泥质沉积抗冲蚀性强而较易于保存，从而形成较为稳定的河床进而造成砂体的局限分布，相对于辫状河，曲流河的砂体分布正是这一因素的结果。

而对于洞庭湖和潘阳湖现代沉积的分析还表明，连片砂体的三角洲一般具有较大的流域面积和较大的供砂量，而相对应地枝状三角洲则多是小型道或季节性供水更为明显的河道。如洞庭湖的连片三角洲出现于主要供水的沅江等西部三角洲，而潘阳湖则是出现于赣江河口。而作为枝状三角洲，则都发育于不具主体地位的小型河道河口。

从成因角度看，洞庭湖和鄱阳湖湖的分流砂坝型连片浅水三角洲砂体沉积与已有浅水三角洲砂体成因认识有所不同。一般地认为三角洲的前缘和平原部位分流河道的作用较强，是主要的沉积区域和沉积部位，形成较好的分流河道砂体，而鄱阳湖和洞庭湖现代浅水三角洲调查表明分流砂坝是主要的沉积场所和沉积砂体，分流河道，不管是前缘还是平原都是过砂的通道，沉积量，尤其是砂质的沉积量可能非常有限，厚度可能会远较分流砂坝小，在废弃时可能会充填湖相泥。而且分流河道的形态并非如所描述的狭长河道，而多是呈现出片状的特征，特别是前缘部位分流河道完全是片流的状态。此外，在平原部位，其沉积物，特别砂体沉积物，可能主要是继承和保留了前期处于前缘部位时的沉积物，这些沉积物经河道的改造而成，而非在平原阶段新沉积的沉积物。如平原上的砂质沉积，主要是前缘的分流砂坝保留下来而成，形态可能受后期河道的改造，但基本的物质是前期前缘期形成的，后期出露水面而成，而其间部位上后期的河流所携砂泥填充，进而形成分布面积更大的沉积体。

分支河道型三角洲形成过程主要与河道的推进方式和过程有关。对于此类三角洲中最有特色的是河道口向湖推进过程中河道的稳定性，河道一直能够得以保持并不断地向前推进，这就需要其河道侧缘的沉积能够得到较好的保存，并且能够将河道局限在其中。而从洞庭湖此类三角洲前缘部分的增长方式看，尽管其发育的模式是分流河道的样式，但其前缘的最初形态与分流砂坝型的类似，都是先发育一系列的小型分流砂坝，而不同的是在后期发育过程中，处于河道前缘的分流砂坝被冲蚀不能保存，而处于河道侧的分流砂坝则得以保留并不断增大，分流砂坝间也被后期的细粒沉积进一步填上，形成连续的水下天然堤沉积。当天然堤的高度达到一定程度后便出露水面，并有植物生长得以进一步的固化而形成天然堤，此时河道更为稳定，很少有沉积物超过天然堤在堤外沉积，其后的沉积演化特征与河流沉积相类似。而要形成这种稳定的河道、平稳的进积，一般要求有相对比较平坦的湖底地形、相对较细的沉积物供给和较小的砂泥供给比。

4 结 论

1）现代洞庭湖、鄱阳湖中识别出分流砂坝型和分流河道型两类砂体形态特征差异明显的浅水湖盆三角洲砂体。

2）分流河道型浅水三角洲骨架砂体为分流河道及其天然堤，砂体窄小，连续性差，其形成主要与其形成过程中河道稳定推进相关。

3）分流砂坝型浅水湖盆三角洲尽管三角洲平原广布，但骨架砂体为分流砂坝，砂体相对宽大，连续性好，其形成与河道分流之后砂坝的大量形成及合并作用相关，砂体主要形成于前缘环境。

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Sandbody Shape of Modern Shallow Lake Basin Delta Sediments——By Taking Dongting Lake and Poyang Lake for Example

YIN Tai-ju，LI Xuan-yue，ZHANG Chang-min，ZHU Yong－jin，GONG Fu-hua（First Author’s Address：College of Geosciences，Yangtze University，Jingzhou434023，Hubei，China）

The deposition of river mouths in modern Dongting Lake and Poyang Lake were described based on satellite images provided by Google Earth，and the characteristics of sandstone development were analyzed.There existed great differences in the deposit between West and East Dongting Lake and 5bigger deltas were developed，their characteristics were different，sandbodies were greatly grown in the west Dongting Dalta.Poyang Lake was separated from the east to west and the deposit was dominated in the west，and the Ganjiang Delta took the 70percent of the total sandstone deposit.There were two kinds of distributive types of modern shallow delta sand-bodies，one was the continuous sandstone，which was mainly grown in the West Dongting Lake and West Poyang Lake，Ganjiang Delta was a typical one；and the other was isolated lace belt sandstone，represented by the Caowei-Haozhu Delta in Tongting Lake and Xihe Delta in Poyang Lake.The continuous sand-bodies are composed of mouth bar sandstone and wide delta plain.The isolated sandbodies are composed of levee sandstone and a narrow delta plain.The formation of sand-bodies is controlled by the stabilization during river propagation，it possibly related with the grain size of sediments and water content.

shallow water delta；modern sediment；sandstone shape；Dongting Lake；Poyang Lake

TE121.3

A

1000-9752（2012）10-0001-07

2012-05-29

国家自然科学基金项目 （41072087，41172106）；国家科技重大专项 （2011ZX05010-002-005）。

尹太举 （1971-），男，1995年江汉石油学院毕业，博士，教授，现主要从事油田开发地质和沉积学教学及研究工作。

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