2025, Vol. 37
2. 西安石油大学 陕西省油气成藏地质学重点实验室, 西安 710065;
3. 东方地球物理公司 研究院大庆物探研究院, 黑龙江 大庆 163000;
4. 陕西银矿矿业有限公司, 陕西 商洛 711405
,
LI Yuanhao1,2
,
ZHAI Wenbin1,2,
ZHAO Wenxuan1,2,
LI Zhe3,
YANG Longhua4,
GUO Yaqian1,2
2. Shaanxi Key Laboratory of Petroleum Accumulation Geology, Xi'an Shiyou University, Xi'an 710065, China;
3. Daqing Geophysical Exploration Institute, Research Institute of Eastern Geophysical Company, Daqing 163000, Heilongjiang, China;
4. Shaanxi Silver Mining Co., Ltd., Shangluo 711405, Shaanxi, China
浅水三角洲是指在构造稳定、物源供给较为充裕、地形平缓且水体较浅的湖（海）盆中形成的以发育分流河道砂体为骨架砂体的一类特殊类型三角洲[1-3]，通常不具备Gilbert式三层结构特征（顶积层、前积层、底积层）[4-6]，广泛发育于我国陆相沉积盆地，如鄂尔多斯、松辽、塔里木、准噶尔和渤海湾等主要含油气盆地[7]。浅水三角洲前缘亚相位于湖泊水动力和河流水动力的交互地带，根据湖平面不同位置[6, 8]、水下分流河道形态、规模及连续性[9]、泥岩的不同颜色及发育情况[10]可以划分为三角洲内前缘与三角洲外前缘，砂体类型多样，物性优越，是岩性油气藏发育的有利相带。在以往的研究中，一般将浅水三角洲归为缓坡浅水三角洲，尚未有学者提及极缓坡浅水三角洲，本次将极缓坡浅水三角洲定义为坡度小于0.05°的浅水三角洲，沉积区受湖岸线摆动范围影响更大，导致三角洲前缘沉积相带较缓坡浅水三角洲延伸范围更远，测井曲线齿化现象更明显。因此，结合实例深入开展此类浅水三角洲前缘砂体发育类型及分布规律研究对完善浅水三角洲沉积体系新认识及后期油气田勘探开发具有重要意义。
浅水三角洲前缘砂体类型及分布规律受诸多因素共同影响。部分学者认为古气候影响下的湖平面变化控制了浅水三角洲前缘砂体类型及展布：在湖泊水位频繁变化过程中，河流和湖浪、沿岸流的冲刷作用对沉积物的分布产生显著影响，进而促使以水下分流河道砂体为主的三角洲前缘砂体发生不同程度的席状化[4]，依据湖平面变化可将浅水三角洲砂体划分为分流河道型、砂坝型及席状型等3种类型[11]；在湖平面较低时，主要发育分流河道砂体，随着湖平面地升高，逐渐发育叉道型分流河道、河口坝、席状砂体[12]。部分学者采用数值模拟技术探究浅水三角洲前缘砂体沉积微相的变化，结果显示古气候、古构造背景及湖平面变化是影响浅水三角洲前缘砂体形成与分布的主控因素[13]。有些学者认为基准面旋回影响浅水三角洲前缘砂体类型的几何形态和结构[14]。有学者依据河流和湖浪的相互作用，将浅水三角洲划分为分流河道型浅水三角洲和分流砂坝型浅水三角洲[15]；也有学者认为底形坡度和湖平面升降共同控制的可容空间增长速率与沉积物供给速率是影响复合砂体空间发育样式的重要因素[16]。综上所述，关于浅水三角洲前缘砂体类型及分布规律的主控因素尚不明确，存在多种观点认识。大量勘探结果证实，浅水三角洲前缘砂体物性好近油源是油气勘探开发的关键[4, 17-18]。针对湖盆不同地区浅水三角洲前缘砂体成因机制及主控因素等问题，国内学者相继提出的“河流控砂”[19]、“基准面旋回控砂”[20-21]、“多元控砂”[22-23]、“湖岸线控砂”[23]和“河流侵蚀控厚砂，湖岸线迁移控薄砂”[24]等多种砂体成因观点，为进一步深化砂体成因机制奠定了基础。
鄂尔多斯盆地晚三叠世延长期发育大型坳陷湖盆，沉积中心位于姬塬—华池—富县一带，在整体坡度较缓的背景下表现为西南陡东北缓的特征。陕北斜坡中西部郝滩地区延长组长8段（简称长8）发育典型河控型浅水三角洲沉积，已有多口井获得高产工业油流，揭示了该区长8存在较大的资源潜力。但区内长8砂体成因类型多样，分布规律及主控因素尚不清晰，限制了该区后续的勘探部署与实施。由于长81紧临上部长7烃源岩，是主力储层，取心等资料较多，综合运用岩心、测井、地震等资料，对研究区重点含油层系长81亚段极缓坡浅水三角洲前缘砂体类型及成因模式展开研究，深化浅水三角洲前缘相带不同位置河流与湖浪作用对砂体的认识，预测极缓坡背景下三角洲前缘厚层砂体分布，以期为该区后期油气田勘探开发提供参考。
1 地质概况鄂尔多斯盆地是一个整体升降、坳陷迁移、沉积稳定、构造相对简单的大型多旋回克拉通盆地，总面积约为25×104 km2[18]，发育伊盟隆起、西缘掩冲带、天环坳陷、陕北斜坡、晋西挠褶带和渭北隆起6个一级构造单元。陕北斜坡构造简单，内部地层整体平缓西倾，倾角约为1°，是盆地的主要构造单元[18, 25-26]。郝滩地区位于鄂尔多斯盆地陕北斜坡中西部，东起宁条梁，西至长茂滩，北到秦茂油坊，南至杨井，总面积约为2 150 km2（图 1a）。
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下载原图 图 1 鄂尔多斯盆地郝滩地区长81亚段沉积相（a）和三叠系延长组岩性地层综合柱状图（b）（据文献[27, 31]修改） Fig. 1 Sedimentary facies of Chang 81 submember (a) and stratigraphic column of Triassic Yanchang Formation (b) in Haotan area, Ordos Basin |
晚三叠世延长期，鄂尔多斯盆地进入内陆坳陷盆地发育阶段，湖盆经历了初始坳陷、快速沉降、湖退及萎缩消亡4个阶段[27]，沉积了一套以河流、三角洲、湖泊相为主的陆源碎屑岩系，厚度为1 000~1 500 m[28]。根据沉积旋回和标志层特征自下而上划分为长10—长1共10段[29]，其中长8位于长9（李家畔页岩）和长7（张家滩页岩）2套生油岩之间，主要为细砂岩，自下而上又可细分为长82和长81亚段。
长8沉积期构造稳定、盆地面积大、水体较浅，坡度较缓，湖岸线摆动影响范围大，具备发育浅水三角洲的地质背景[6]。郝滩地区主要受东北物源的大型曲流河三角洲沉积体系控制，为浅水三角洲前缘沉积[30-31]。学者们[32-34]通过运用泥岩样品的孢粉组合特征、微量元素含量和岩石矿物组分变化等多种方法，对晚三叠世长8的古气候进行了深入探讨，认为该时期湖盆处于暖湿的热带—亚热带低纬度环境，湖泊水体为微咸水，表明沉积期气候温暖，水体较浅。结合延长组演化背景[27]，长82期处于湖平面下降阶段，为湖水收缩期，河流进积作用较强；长81期处于湖平面上升阶段，为湖水扩张期，湖浪作用逐渐增强（图 1b）。
2 沉积特征鄂尔多斯盆地延长组沉积时期属于坳陷湖盆，延长组长8沉积期沉积中心靠近盆地南部，具有西南陡，东北缓的地质背景，郝滩地区主要受东北沉积体系控制，坡度更缓，但具体多少度尚未有定量计算，本次结合地震资料及学者们前期研究方法对研究区坡度值进行计算。
2.1 极缓坡背景在湖盆中，一般把坡度大于5.00°的坡定义为较陡坡，小于3.00°的坡定义为较缓坡[35]，在大型坳陷湖盆中沉积坡度较小，一般不到1.00°[23]。鄂尔多斯盆地延长组长8沉积期湖盆的充填及演化主要与印支Ⅰ期末密切相关[36]，区域构造稳定，湖盆基底沉降缓慢。大量研究表明，盆地长8沉积期湖盆古地形较为平坦，根据碎屑岩原始厚度恢复经验图版估算出盆地坡度不足0.10°，整体呈现出“盆地构造稳定、湖盆底形平缓”的浅水三角洲沉积特征[18, 37-38]。从区域地质背景来看，延长组沉积期湖盆具有西南较陡东北较缓的沉积格局，郝滩地区为此时期大型坳陷湖盆的东北缓坡区，坡度更缓，属于极缓坡沉积环境。
研究区长73 “张家滩页岩”标志层稳定发育，因此在研究区顺物源方向的西南—东北地震剖面中识别出长73底部页岩发育明显（图 2），发现长8沉积厚度在横向上分布稳定，地层坡度缓，无明显的坡折带发育，且在地震剖面上未识别出正常三角洲所特有的三层结构。为了进一步定量化研究区坡度，首先根据碎屑岩原始厚度恢复经验图版恢复地层原始厚度，然后选取顺物源方向且尽量跨越较远三角洲前缘地区的2口井，采用以下方法进行计算。
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下载原图 图 2 鄂尔多斯盆地郝滩地区延长组西南—东北向地震反射特征图（剖面位置见图 9） Fig. 2 Southwest-northeast seismic reflection characteristics of Yanchang Formation in Haotan area, Ordos Basin |
根据钻井地层厚度之差与井距之比计算古地形坡度[39]：
| $ \alpha=\frac{180}{{\rm{ \mathsf{ π}}} \times arctan (\Delta h / L)} $ | (1) |
式中：α为地表与水平之间的夹角，即古地形坡度，（°）；Δh为2口井长8地层视厚度之差，m；L为2口井之间的距离，m。
经过多组计算得出郝滩地区古地形坡度约为0.03°，因此郝滩地区长8沉积时坡度极缓。
2.2 浅水三角洲前缘相标志在以往学者研究的基础上[31, 40]，根据郝滩地区长81亚段取心段的岩石颜色、沉积构造、遗迹化石及测井资料等综合分析，研究区发育河流与湖浪共同作用的浅水三角洲前缘亚相沉积。
2.2.1 沉积构造不同的沉积环境，因水动力机制不同，形成不同类型的沉积构造[24]。岩心中见多种指示不同水动力环境的原生沉积构造：反映河流作用成因的沉积现象和沉积构造发育，以块状构造（图 3a）、平行层理（图 3b—3c）、斜层理（图 3d）及正旋回为主（图 3e），反映沉积能量由强到弱的沉积过程、沉积物粒度由粗到细的沉积序列，为水下分流河道沉积；局部细砂岩中见顺层分布的泥砾，砾石分选较差，有一定的磨圆度，为河流水动力快速增强（如洪水、改道等）侵蚀周围泥岩后破碎的泥砾短距离搬运形成，是冲刷面识别的标志（图 3f）；局部见厚层砂岩夹薄层泥岩，可能为河道边部沉积或水动力动荡形成（图 3g—3h）。河流与湖浪交替作用形成的沉积构造偶有发育，如下部的平行层理逐渐演变为波状层理（图 3i），波痕对称性较好，波峰圆滑，为浪成波痕，可能是早期河流水动力较强，随着水动力减弱，波浪作用增强，对早期河道砂岩进行了改造。湖浪作用形成的沉积构造常见，如沙纹层理（图 3j）、波痕（图 3k）、透镜状层理（图 3l）等。综上所述，研究区长81为浅水三角洲沉积环境，河流和湖浪是沉积物形成最主要的2种水动力。
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下载原图 图 3 鄂尔多斯盆地郝滩地区长81亚段浅水三角洲前缘沉积构造 （a）块状构造，浅灰色细砂岩，安280井，长81，2 213.7 m；（b）浅灰色细砂岩，平行层理，郝106井，长81，2 054.6 m；（c）灰色细砂岩，平行层理，安280井，长81，2 216.7 m；（d）灰色细砂岩，下部平行层理、上部斜层理，郝145井，长81，2 218.6 m；（e）下部浅灰色细砂岩，中部细—粉砂岩，上部粉砂质泥岩，正旋回，郝41井，长81，2 293.7 m；（f）浅灰色细砂岩，冲刷面泥砾，郝106井，长81，2 053.0 m；（g）下部平行层理，上部波状层理，剥离面含炭屑，郝106井，长81，2 049.1 m；（h）灰色粉—细砂岩，韵律层，安280井，长81，2 216.1 m；（i）浅灰色细砂岩，下部平行层理，上部波状层理，安133井，长81，2 388.0 m；（j）沙纹层理，顶部砂泥突变，茂30井，长81，2 161.7 m；（k）深灰色细砂岩，波状层理，安30井，长81，2 201.0 m；（l）深灰色粉—细砂岩，透镜状层理，新129井，长81，2 216.0 m。 Fig. 3 Sedimentary structure of shallow water delta front of Chang 81 submember in Haotan area, Ordos Basin |
沉积岩的颜色是识别沉积环境最直接的重要相标志之一，一般氧化环境岩石颜色较浅，还原环境岩石颜色较深。通过对郝滩地区长81亚段28口取心井的岩心观察及描述，砂岩颜色主要为浅灰色、灰色、深灰色，表明沉积水体浅且动荡频繁，时而水上时而水下。研究区长81亚段砂岩中普遍见到（碳化）植物茎秆（图 4a—4c），是植物死亡倒地后经过流水搬运和砂一起埋藏形成，多顺层或低角度倾斜分布，用手抚摸易污手；在深灰色泥岩中发育植物根、叶片等植物化石，为植物死亡后原地埋藏后形成；深灰色含粉砂质泥岩中以高大的草本植物新芦木化石为主（图 4d—4e）。研究表明，新芦木化石多发育在沼泽、滨浅湖等浅水沉积环境中，其生长的水体深度一般不会超过5 m[38]。
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下载原图 图 4 鄂尔多斯盆地郝滩地区长81亚段浅水三角洲前缘古生物标志 （a）浅灰色细砂岩，碳化植物茎秆，郝5井，长81，2 268.6 m；（b）深灰色粉砂岩，水平状植物根迹，茂30井，长81，2 152.2 m；（c）灰色粉砂岩，植物茎秆，安133井，长81，2 388.4 m；（d）深灰色含粉砂泥岩，新芦木茎秆及叶片化石，安280井，长81，2 210.5 m；（e）深灰色含粉砂泥岩，新芦木叶片化石，郝41井，长81，2 293.4 m；（f）深灰色碳质泥岩，郝41井，长81，2 292.4 m；（g）浅灰色细砂岩，垂直虫孔，安133井，长81，2 385.4 m；（h）灰色泥质粉砂岩，虫孔，植物碎屑化石，安280井，长81，2 212.8 m。 Fig. 4 Paleontological markers of the shallow water delta front of Chang 81 submember in Haotan area, Ordos Basin |
泥岩的颜色和性质及古生物特征也可以较好地指示沉积水体的深浅[41]。岩心中黑色碳质泥岩及薄层煤线的普遍发育，为沼泽、分流间湾等浅水洼地环境典型的沉积特征，泥质含量高时，形成暗色碳质泥岩（图 4f），碳质含量高时，形成薄煤层[6]。粉砂质泥岩为深灰色，指示其沉积时很可能为湖岸线附近的浅水弱还原环境。研究区内生物扰动构造十分发育，尤其是垂直虫孔较为发育（图 4g—4h），多见于泥质粉砂岩或粉砂质泥岩中，孔内多充填浅灰色或灰色细—粉砂岩，指示了河口坝、滨浅湖等具有间歇动荡且富氧特征的水下沉积环境。上述各种沉积现象均表明郝滩地区长81沉积期水体较浅，生物繁盛，发育典型的极缓坡浅水三角洲前缘亚相，沉积砂体受河流与湖浪作用共同影响。
2.3 极缓坡浅水三角洲与缓坡浅水三角洲、正常浅水三角洲前缘沉积特征极缓坡浅水三角洲前缘的沉积特征与缓坡浅水三角洲、正常浅水三角洲前缘的沉积特征在坡度、湖岸线迁移幅度、三层结构、齿化程度、微相类型及砂体发育特征、古生物化石发育程度等方面均存在明显差异（见表 1）。
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下载CSV 表 1 极缓坡、缓坡浅水三角洲、正常浅水三角洲前缘沉积特征对比 Table 1 Sedimentary characteristics of extremely gentle slope shallow water delta, gentle slope shallow water delta and normal shallow water delta front |
不同微相类型的砂体成因机制不同，其厚度、规模、形态、叠加样式、分布规律等也不相同。因此，对郝滩地区不同位置的砂体类型及其叠置组合特征进行分析总结，为明确不同类型砂体分布规律及预测有利厚层砂体奠定基础。
3.1 砂体类型及复合叠置砂体类型受湖平面升降以及河流进积和湖浪改造的共同作用，在浅水三角洲中发育不同成因类型的砂体[4]。根据砂体形成的动力机制及微相类型可将长81亚段划分为水下分流河道、河口坝（以往认为浅水三角洲前缘河口坝不甚发育[7]，但在研究区这样极缓坡的背景下，河口坝在三角洲前缘不同沉积相带发育程度不一）、席状砂3种砂体类型，不同砂体类型特征不同。
3.1.1 水下分流河道砂体水下分流河道是三角洲平原分流河道的水下延伸部分，在向湖泊推进过程中，由于底型坡度较缓，水下天然堤不发育，河道宽度逐渐增大，同时稳定性变差，河道分叉增多。受河床摩擦和湖水阻挡，水下分流河道的水动力也逐渐减弱，携带的沉积物快速卸载，形成了水下分流河道砂体。由于物源供屑充足，搬运距离较远，砂体岩性主要是细砂岩及少量粉砂岩；砂体发育，单砂体厚度一般大于10 m，垂向上主要表现为正旋回沉积特征，底部常见含有泥砾的冲刷面；主河道砂体自下而上发育槽状交错层理、平行层理、波状层理、沙纹层理等沉积构造，局部砂体中夹植物茎秆及叶片化石。自然伽马呈中高幅齿状箱形和钟形（图 5），剖面上为顶平底凸特征，平面上顺物源方向呈条带状展布。
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下载原图 图 5 鄂尔多斯盆地郝滩地区长81亚段水下分流河道砂体 Fig. 5 Sand body of underwater distributary channels of Chang 81 submember in Haotan area, Ordos Basin |
河口坝砂体是一种重要的三角洲前缘砂体类型，是由河流携带大量砂质沉积物在河口区因河道变宽动力减弱及湖浪作用而形成的沉积砂体。河口坝在高水位时沉积最强，低水位时表现为河道间分流砂坝，因受后期河水侵蚀改造较强，保留程度相对较低。岩性为分选好、质地纯净的细砂岩和粉砂岩；砂体相对较发育，单砂体厚度为2~5 m。由于河流的持续向湖推进，河口坝砂体垂向上呈下细上粗的反旋回特征，测井曲线上表现为中—高幅的齿化漏斗形。自下而上发育泥岩（多见植物叶片化石）、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩（多见虫孔构造）、粉砂岩（沙纹、波状层理发育）、细砂岩（常见平行层理）沉积序列（图 6）。剖面上呈底平顶凸特征，平面上近椭圆状展布。
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下载原图 图 6 鄂尔多斯盆地郝滩地区安121井长81亚段河口坝砂体 Fig. 6 Mouth bar sand body of Chang 81 submember of well An-121 in Haotan area, Ordos Basin |
在季节性及周期性湖面频繁波动的背景下，三角洲前缘的水下分流河道和河口坝砂体遭受波浪与沿岸流的强烈冲刷与重塑，最终在三角洲前缘的平缓浅水区域形成了广泛分布的席状砂体。主要由粉—细砂岩组成，单砂体厚度小于2 m，在垂向上常呈反正旋回，自下而上细—粗—细构成完整的垂向沉积序列，测井曲线呈指形。主要发育透镜状、脉状、沙纹、波状等层理构造，偶见生物扰动构造（图 7）。垂向上表现为多个“薄而宽”的薄层砂体，平面上常呈大面积的片状展布。
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下载原图 图 7 鄂尔多斯盆地郝滩地区郝150井长81亚段席状砂体 Fig. 7 Sheet sand body of Chang 81 submember of well Hao-150 in Haotan area, Ordos Basin |
由于坡度极缓，湖平面升降频繁，湖岸线迁移摆动幅度大，导致了同一位置沉积环境变化较快，垂向上不同时期砂体类型发生变化，形成了多种复合叠置砂体类型（图 8）。叠置水下分流河道砂体的成因为：河流进入湖泊环境后，水流速度减缓、河床变宽、坡度减小等因素导致河道迁移、分叉，在沉积过程中，多个不同时期的水下分流河道砂体会相互叠加。垂向上呈多期正旋回叠加特征，发育平行层理、交错层理等沉积构造，测井曲线主要表现为下部箱形上部钟形、叠置钟形等多种形态。水下分流河道—河口坝叠置砂体的成因为：在沉积过程中，水下分流河道的冲刷侵蚀下伏的河口坝砂体，导致只有部分河口坝砂体保留下来，形成下残式坝上河砂体。垂向上呈反正旋回叠加，发育波状层理、平行层理、低角度交错层理等沉积构造，偶见生物虫孔及叶片化石，测井曲线主要表现为下部漏斗形上部箱形（钟形）形态。叠置河口坝砂体的成因为：在河口区，水流和波浪的持续作用对沉积物进行冲刷、分选和重新堆积，从而塑造河口坝的形态。随着河流不断向湖推进，河口坝也随之增长，并不断向2侧和前端扩展，在这个过程中，新的河口坝与前期形成的河口坝相互叠加，形成叠置河口坝砂体。垂向上呈多期反旋回叠加特征，发育低角度交错层理、波状层理、沙纹层理等沉积构造，测井曲线主要表现为叠加漏斗形，复合叠置砂体厚度为5~10 m。
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下载原图 图 8 鄂尔多斯盆地郝滩地区长81亚段复合叠置砂体类型 Fig. 8 Composite superposed sand body types of Chang 81 submember in Haotan area, Ordos Basin |
通过分析不同相带位置砂体的空间展布特征，可以直观地了解不同相带位置砂体类型、形态、规模及复合叠置情况。
3.3.1 平面展布特征研究区长81亚段发育水下分流河道、河口坝、席状砂3种砂体类型及多种复合叠置砂体。平均高水位湖岸线是在较长一段时间内，三角洲前缘区域水体所达到的一个较高的水位界限，时而水上，时而水下，在岩心观察及描述中既有水上沉积标识又有水下沉积标识；平均低水位湖岸线是在较长一段时间内，三角洲前缘区域水体所达到的一个较低的水位界限，长期处于水下，且在岩心观察及描述中以水下沉积标识为主。根据平均高水位湖岸线和平均低水位湖岸线位置，把三角洲前缘进一步划分为三角洲内前缘和三角洲外前缘2个沉积相带[6, 42]。由于工区坡度极缓，三角洲内前缘相带展布范围较广，其不同位置沉积特征差异仍十分明显。为了进一步深化认识工区沉积特征，根据水下分流河道砂体发育程度及展布形态把三角洲内前缘进一步细分为三角洲内前缘近端和三角洲内前缘远端，二者的分界线定为平均水位湖岸线，湖岸线在此处摆动最为频繁且位置相对稳定。由于不同沉积相带受河流与湖浪作用影响程度不一，致使不同相带位置砂体类型发育程度差异较大（图 9）。
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下载原图 图 9 鄂尔多斯盆地郝滩地区长81亚段砂体类型平面展布 Fig. 9 Plan distribution of sand body types of Chang 81 submember in Haotan area, Ordos Basin |
三角洲内前缘近端位于白泥井—郝滩以北，河流作用占主导，主要发育水下分流河道砂体，主河道砂体平面上呈条带状展布，延伸距离约为25 km，宽3~6 km。该位置湖浪作用较弱，因此水下分流河道、河口坝等复合叠置砂体沿河道呈条带状发育；席状砂相对不发育，多呈细条带状伴生于复合叠置砂体2侧，总体席状化程度较弱。
三角洲内前缘远端位于白泥井—郝滩以南，长茂滩—安边以北，河流与湖浪作用相当，主要发育叠置水下分流河道、叠置水下分流河道-河口坝、叠置河口坝3种复合叠置砂体类型，平面上呈朵状展布；主河道迁移频繁，分叉较多，平面上呈枝状展布；席状砂体逐渐由细条带状向片状分布在复合叠置砂体2侧，总体席状化程度中等。
三角洲外前缘位于长茂滩—安边以南，在平均低水位湖岸线以下，随着河流逐渐向前推进，河流作用逐渐减弱，湖浪作用占主导，主要发育席状砂体，平面上呈大面积片状展布。水下分流河道砂体受湖浪改造作用较强，大部分被改造为席状砂体，仅少量因前期沉积厚度较大被湖浪强烈冲刷后保留部分河道形态，平面上呈孤立坨状、长椭圆状展布。复合叠置砂体呈不规则坨状展布，总体席状化程度较强。
3.3.2 剖面展布特征通过不同相带位置典型砂体剖面分析，可以揭示不同相带位置砂体类型及在纵向上的叠加分布特征，为明确极缓坡浅水三角洲前缘砂体分布规律及控制因素奠定基础。在研究区长81亚段内选取垂直物源方向井控程度较高、不同相带位置的A-A'，B-B'，C-C'剖面进行砂体解剖，分析研究区不同相带砂体类型及展布特征（图 10）。
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下载原图 图 10 鄂尔多斯盆地郝滩地区长81亚段浅水三角洲不同沉积相带砂体剖面特征（剖面位置见图 9） Fig. 10 Sand body profiles of different sedimentary facies zones in shallow water delta of Chang 81 submember in Haotan area, Ordos Basin |
A-A'剖面位于研究区三角洲内前缘近端，河流能量强、进积作用明显，河流作用强于湖浪作用，主水道发育，沉积物供给充足，测井曲线上箱形、钟形水下分流河道砂体占主体，由于受湖浪改造能力有限，因此河道席状化程度较小，单砂体厚度大，剖面上仅分布少量河口坝和席状砂体。
B-B'剖面位于研究区三角洲内前缘远端，砂体受湖浪和河流共同作用，作用力相当，砂体经历了多次沉积—改造—再沉积的循环往复过程，由原来单一沉积微相砂体转变为多类型微相复合的叠覆型砂体，单砂体厚度较小，席状化程度中等，河口坝和席状砂体在三角洲内前缘近端发育。
C-C'剖面位于研究区三角洲外前缘，此处物源供屑能力进一步减弱，粒度更细，湖浪作用动力大于河流推进作用动力，河流作用力较弱，砂体形成后往往遭受了强烈的波浪改造。水下分流河道砂体少量残留，河口坝砂体几乎被冲刷殆尽，该区最终沉积留存的主要是以受较强波浪改造作用而形成的大面积分布的席状砂。单期席状砂体厚度较小，一般为0.5~2.0 m，通常多期叠置发育，测井曲线上呈多期间隔分布的指状特征。
3.3.3 有利储层分布目前，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30×108 t以上的探明石油地质储量[43]。湖岸线附近是岩性地层油气藏发育的有利沉积相带，湖岸线进退的旋回性和幕式性为形成良好的储-盖组合创造了绝佳的有利条件[44]。在研究区三角洲内前缘远端，湖岸线在此时摆动最为频繁且位置相对稳定，主要发育叠置水下分流河道、叠置河口坝、叠置水下分流河道—河口坝等复合叠置砂体，且在此相带内已发现郝230井、郝18井、安122井、新34井等多口油流井，是研究区形成储集体的有利沉积相带。根据岩性油气藏的分布沿湖岸线具有群带性和规模性的特征，沿此类叠置砂体类型的展布可为下一步勘探开发提供指导，同时也可为类似地区预测有利储层提供参考。
4 砂体成因模式及主控因素 4.1 成因模式鄂尔多斯盆地郝滩地区延长组长81沉积时期处于河流与湖浪交互作用较强的三角洲前缘亚相带内，对于极缓坡湖盆内的浅水三角洲而言，即使是小幅度的湖平面升降，也会造成较大范围内沉积微相的迁移变化，因此在坡度极缓的背景下，湖平面的升降是影响郝滩地区砂体类型与展布的主要因素。
在浅水三角洲内前缘近端，河流大规模向前推进充填，此时河流入湖动力大于湖浪改造动力，水下分流河道砂体进积较强，湖泊水动力对沉积物的改造作用较弱，水下分流河道砂体形态保存较好。在浅水三角洲内前缘远端，河流进积与湖泊对沉积物的改造作用中等，使得向湖泊中心方向推进水下分流河道砂体形态基本呈连续状，席状化程度中等，主要呈现一种复杂的交互型复合叠置砂体。在浅水三角洲外前缘，湖浪的冲刷改造作用远大于河流进积作用，早期水下分流河道和河口坝砂体接受多次强烈改造，发生较强席状化，大部分被改造为席状砂体。
综合上述郝滩地区长81亚段极缓坡浅水三角洲砂体类型及空间展布规律，总结出了研究区不同相带砂体特征（表 2），建立了极缓坡浅水三角洲前缘砂体成因模式（图 11）。
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下载CSV 表 2 鄂尔多斯盆地郝滩地区长81亚段不同相带砂体特征对比表 Table 2 Comparison of sand body characteristics of different facies belts in Chang 81 submember of Haotan area, Ordos Basin |
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下载原图 图 11 鄂尔多斯盆地郝滩地区长81亚段极缓坡浅水三角洲前缘砂体成因模式 Fig. 11 Sand body genetic models of extremely gentle slope shallow water delta front in Chang 81 submember of Haotan area, Ordos Basin |
学者们对浅水三角洲前缘的河流与湖浪作用形成的砂体成因类型研究较多，但鲜有学者探讨极缓坡背景下浅水三角洲前缘河流与湖浪作用的砂体类型与展布特征。通过对郝滩地区长81极缓坡浅水三角洲不同相带位置砂体类型及分布规律的深入研究，初步明确了极缓坡背景下浅水三角洲砂体成因类型、特征、控制因素及分布规律。实际情况下，砂体类型和分布规律影响因素较多，但在坡度极缓的背景下，物源供屑能力、湖浪作用强弱、湖岸线位置是影响不同砂体类型规模与空间展布的最主要的因素。
（1）物源供屑能力。物源供屑能力的大小直接影响了砂体规模及类型，物源供屑能力的强弱一般根据砂地比判断，一般认为砂地比大于60% 时为物源供屑能力充足，为30%~60% 时物源供屑能力中等，小于30% 为物源供屑能力较弱。
当物源供屑能力较为充足时，在水动力（河流、波浪）和湖岸线位置相对稳定的条件下，砂体沉积速度快，形成的砂体厚度较大，砂地比高，即使遭受了较强的波浪等的改造仍能保存大部分原始沉积砂体，最终沉积物表现为较发育的水下分流河道等砂体，平面上连片性强，测井曲线上呈单期厚度较大的箱形、钟形相互叠置的特征（图 12a）。
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下载原图 图 12 物源供屑能力对砂体的控制作用模式图（据文献[23]修改） （a）物源供应较充分时砂体特征；（b）物源供应较少时砂体特征；（c）物源供屑能力中等时砂体特征。 Fig. 12 Model diagram of control action of matter source supply capacity on sand body |
当物源供屑能力较为匮乏，在水动力（河流、波浪）和湖岸线位置相对稳定的条件下，砂体沉积速度较慢，厚度小，砂地比低，受波浪等改造时间长，原始沉积的水下分流河道或河口坝砂体保存程度极低，最终沉积物表现为经过了改造后的席状砂等薄层砂体（图 12b）。当物源供屑能力中等时，砂体类型及规模处于二者之间（图 12c）。
（2）湖浪作用强弱。浅水区湖浪的强弱体现为对原始沉积物的改造和再次搬运沉积能力的强弱。一个湖盆浅水区湖浪作用的强弱分布并不均匀，在定向风力长期吹过的湖区湖浪作用较强，对沉积物改造能力更强，其他浅水湖区相对较弱，可根据古波痕等恢复古风场[45]。在沉积物供屑能力及湖岸线位置相对稳定的条件下，当湖浪作用较弱时，三角洲前缘砂体改造程度较弱，砂体类型以水下分流河道砂体为主，少量河口坝砂体，平面上水下分流河道呈条带状展布，垂向上多为厚度较大的水下分流河道、河口坝复合叠置砂体；在三角洲前端及侧翼发育少量席状砂体。当湖浪作用较强时，三角洲前缘水下分流河道、河口坝等砂体改造程度大，水下分流河道砂体规模变小，平面上呈坨状和连片状分布，垂向上单砂体厚度较小，席状砂、滩坝等砂体发育。
（3）湖岸线位置。湖岸线区域是河流入湖后动力快速降低三角洲沉积最为发育的地区，极缓坡浅水三角洲沉积时坡度缓，湖水升降受气候洪水等影响强度大，导致湖岸线位置迁移摆动幅度大，进而影响了砂体空间分布[6]。特别是在三角洲前缘地区，湖岸线的多期迁移摆动导致了平面上同一位置沉积相带变化快，砂体类型多样，垂向上表现为多种复合叠置砂体类型。
5 结论（1）鄂尔多斯盆地郝滩地区长81沉积期水体较浅，生物繁盛，坡度极缓、湖平面频繁摆动，发育典型的极缓坡（仅0.03°）浅水三角洲前缘沉积体系，沉积砂体受河流与湖浪共同作用影响。
（2）根据研究区湖岸线位置、水下分流河道砂体发育程度及展布形态可将其进一步划分为三角洲内前缘近端、远端和三角洲外前缘3个沉积相带，不同沉积相带砂体类型及叠置样式不同：三角洲内前缘近端受河流作用主导，主要发育水下分流河道砂体；三角洲内前缘远端受河流与湖浪作用相当，主要发育叠置水下分流河道、叠置河口坝、叠置水下分流河道—河口坝3种复合叠置砂体类型，是形成储集体的有利沉积相带；三角洲外前缘为湖浪作用主导，改造能力较强，主要发育席状砂体。
（3）坡度极缓条件下，物源供屑能力、湖浪作用强弱、湖岸线位置也是影响不同砂体类型规模与空间展布的主要因素。物源供屑能力的大小直接影响了砂体规模及类型；湖浪作用的强弱主要影响砂体的形态、展布及沉积特征；湖岸线位置直接影响三角洲沉积相带划分和砂体类型及叠置样式。
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