浅水三角洲发育在构造稳定、地形平缓、水体较浅、物源充足的盆地中^{[1, 2, 3, 4, 5]}, 具有以分流河道为主要骨架砂体、不具备吉尔伯特式三层结构等特征。Fisk等^[6]在研究密西西比河时, 将河控三角洲分为深水型和浅水型, 并首次提出浅水三角洲的概念。Postma^[7]将低能盆地中的三角洲划分为浅水三角洲和深水三角洲两大类, 阐明其沉积特征受沉积过程与沉积构造背景的共同控制。

中国诸多大型湖盆浅水三角洲中均发现了规模巨大的油气储集层, 有关砂体分布规律和成因研究一直是油气勘探的重点研究目标。中国学者根据不同的认识相继提出了“ 基准面旋回控砂” ^[8]、断陷湖盆“ 多元控砂” ^[9]、“ 湖岸线控砂” ^{[10, 11]}、“ 河流侵蚀控厚砂, 岸线迁移控薄砂” ^[12]等多种观点。

20世纪初, 长庆油田先后在鄂尔多斯盆地陇东的西峰地区和姬塬地区的三叠系延长组长8段发现亿吨级以及超亿吨级大油田。2015年以来, 随着勘探向湖盆中心推进, 在陇东地区长8₂亚段先后落实了L9井区、Z91井区、H82井区等6个含油气富集区, 其中L152井获得了200 t/d的高产工业油流, 显示该地区具有较好的勘探前景和巨大的资源潜力。目前鄂尔多斯盆地陇东地区长8段砂体沉积特征方面的研究更多聚焦于长8₁亚段, 而对于长8₂亚段浅水三角洲研究较少, 尤其是对长8₂亚段厚层砂体成因鲜有探讨。本文以陇东地区长8₂亚段作为研究对象, 基于47口取心井岩心描述与评价（包括岩石类型、粒度分析、沉积构造、古生物等）、130口井测井等资料, 并结合前人对长8段沉积期湖盆古地理环境的研究成果^{[13, 14, 15, 16]}, 分析了浅水三角洲砂体特征, 并结合沉积物体积分配原理和可容空间变化规律, 划分了厚层砂体的成因类型。

陇东地区位于盆地鄂尔多斯盆地西南部, 区域构造上横跨西缘冲断带、天环坳陷、伊陕斜坡和渭北隆起4个构造单元^[17]（见图1a）, 区域构造为一西低东高、地层倾角小于1° 的单斜, 区内发育规模较小的鼻状隆起, 断层和褶皱均不发育, 构造条件较为稳定。三叠系延长组是在盆地持续凹陷和稳定沉降过程中堆积的一套河流— 湖泊相陆源碎屑岩沉积体系^[18], 自上而下分为长1段— 长10段共10个段^[19]（见图1b）, 长6段— 长8段地层保存完整, 钻探程度相对较高。

图1

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	图1 鄂尔多斯盆地陇东地区地质概况（a）、延长组（b）及长8段（c）层序地层划分（地质年代据文献[22]修改）

前人将延长组划分为1个超长期旋回, 5个长期旋回（SQ1— SQ5）和17个中期旋回^[20]。长8段处于超长期旋回的首次洪泛面（长9₁亚段顶部）和最大洪泛面（长7₃亚段下部）之间, 同时跨越2个长期旋回SQ2和SQ3。在此期间, 湖盆经历了多次快速升降变化, 短期内发生了三角洲的进积和退积过程。其中长8₂亚段是在长9段顶部沉积时湖泛期后基准面开始下降的过程中形成, 沉积厚度为35~45 m, 位于长期旋回SQ2的顶部, 对应了一个上升和下降半旋回厚度近等的完整中期旋回^[21]（见图1c）, 代表了水体由浅变深, 再变浅的演化过程。

前人研究表明鄂尔多斯盆地陇东地区长8₂亚段发育浅水三角洲^[13]。笔者基于47口取心井岩心资料和130口井测井资料, 进一步对研究区的岩石类型、粒度特征、沉积构造、古生物标志等方面开展分析与研究。

陇东地区长8₂亚段为一套灰色泥岩与灰绿色粉细砂岩互层的细粒沉积层系, 整体上呈还原条件下的暗色特征。岩石类型主要为长石岩屑砂岩和岩屑长石砂岩, 以及少量岩屑砂岩, 并以高含变质岩岩屑为特征。砂岩粒度较细, 岩性主要以细砂岩为主, 分选为中等— 差, 碎屑颗粒呈次圆状— 次棱角状, 磨圆为中等— 差。20件岩心样品的粒度概率累计曲线主要分为两段式（见图2a）和三段式（见图2b）两种类型。

图2

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	图2 鄂尔多斯盆地陇东地区长82亚段浅水三角洲粒度特征及沉积相平面展布图 （a）Y42井, 1 995.8 m, 两段式粒度概率累计曲线; （b）Q96井, 2 256.6 m, 三段式粒度概率累计曲线; （c）湖岸线分布及沉积相平面展布图

两段式粒度概率累计曲线的跳跃次总体含量为60%, 直线段倾角为63° , 为主要搬运方式, 而悬浮次总体发育较局限, 跳跃次总体与悬浮次总体的交截点的粒度为3.35。粒度频率曲线呈单峰态, 说明沉积物成分较为单一, 在沉积过程中受相对稳定水流作用影响。这类样品占比为35%, 主要分布在研究区西南部远离湖盆中心的位置（见图2c）, 反映了较强水动力条件下形成的分流河道沉积环境。

三段式粒度概率累计曲线的跳跃次总体含量为70%, 直线段倾角为71° , 与悬浮次总体的交截点的粒度为3.75。双峰态的粒度频率曲线特征说明沉积过程中受到了河流和湖水的综合改造作用。这类样品占比为65%, 主要分布在靠近湖盆中心一带（见图2c）, 反映了较为动荡的水流环境, 推测为河口坝沉积。

研究区沉积构造类型多样, 中— 细砂岩中主要发育槽状交错层理（见图3a）、平行层理（见图3b）、冲刷面及泥砾（见图3c）等, 反映了分流河道等高能环境。粉— 细砂岩中主要发育沙纹交错层理、波状层理（见图3d）等, 反映了较低能的沉积环境, 其成因多为河流和波浪共同改造的结果, 表明了沉积时动荡的水体条件。研究区广泛分布的古生物标志物主要有虫孔（见图3e）、双壳类（见图3f）、鱼鳞（见图3g）以及植物化石（见图3h— 图3j）等。其中, 栉羊齿（Pecopteris）和带羊齿（Taeniopteris）均属于真蕨纲薄囊蕨亚纲的真蕨目, 中脉粗壮, 羽片状叶的两侧平整无缺, 保存较好（见图3h、图3i）, 这种真厥类植物多喜欢持续性的温、湿气候, 往往生长在沼泽地带^[23]。新芦木（Neocalamites）在研究区分布广泛且叶脉痕迹清晰可见（见图3j）, 是中生代主要的造煤草本植物^[24], 多发育在5 m以内的浅水环境中^[14]。野外露头剖面观察长8₂亚段一般发育2~3层煤线（见图3k）, 厚度不超过10 cm, 手感较轻, 污手, 多夹于黑色泥岩之间, 在一定程度上指示一种浅覆水、喜湿且植被繁盛的沉积环境。相比延长组其他段的厚煤层, 长8₂亚段薄煤层可能反映沉积时期湖平面频繁摆动, 湖水进退频繁, 从而造成沼泽环境难以持久。

图3

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	图3 鄂尔多斯盆地陇东地区长82亚段浅水三角洲沉积特征 （a）Y68井, 2 080.5 m, 槽状交错层理; （b）L28井, 1 675.0 m, 平行层理; （c）N197井, 1 600.3 m, 冲刷面及泥砾; （d）C105井, 2 122.6 m, 波状层理; （e）Y51井, 2 182.9 m, 虫孔; （f）C40井, 2 171.0 m, 浅水贝壳化石; （g）C40井, 2 167.4 m, 鱼鳞; （h）B42井, 2 094.6 m, 栉羊齿; （i）L178井, 2 495.1 m, 细脉带羊齿; （j）M130井, 2 499.0 m, 窄叶新芦木; （k）湖盆中部铜川何家坊剖面, 长8段中下部发育2层2 cm厚薄煤线

众多学者尝试通过泥岩样品的孢粉组合类型、微量元素和岩石矿物组分变化等研究讨论长8段的古气候^{[25, 26, 27]}, 认为长8段沉积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, 气候较为干旱且蒸发量大于降水量, 湖泊水体的补给可能主要靠季节性洪水, 这种气候条件不利于深水湖泊的形成和发育。综上所述, 长8₂亚段砂体形成于河湖过渡的浅水三角洲沉积环境。

在前人沉积相研究的基础上^[10], 通过生物标志、沉积构造以及水动力条件等证据（见表1）, 根据湖平面的不同位置将研究区浅水三角洲主体划分为三角洲平原、三角洲内前缘、三角洲外前缘共3个沉积相带（见图2c）。陇东地区长8段沉积期主要受到西南方向沉积物源的控制, 在近物源缓坡搬运作用下发育了一套浅水辫状河三角洲沉积体系^[28], 主要呈南西— 北东向展布。三角洲平原位于平均高水位线以上, 河流作用控制下的数条辫状河河道由湖盆边缘向盆内推进。在三角洲内前缘, 平均高水位线和平均低水位线之间湖岸线位置变化大且频繁摆动, 分流河道受岸线迁移的影响下先分汊再交汇。在环县— 华池— 塔儿湾一线辫状河三角洲前缘与盆地东北部曲流河三角洲前缘相交汇, 并从正宁南东方向延伸出去, 由于三角洲前缘水动力条件较弱分流河道分汊程度减小, 河口坝沉积较发育。

表1

表1

表1 鄂尔多斯盆地陇东地区长82亚段浅水三角洲岸线划分依据（据文献[10]修改） 发育位置 沉积相带 环境特征 生物标志 沉积构造 测井曲线特征 平均高水位线以上 浅水三角洲平原 长期处于水上 大型植物茎杆 大中型槽状交错层理、板状交错层理、冲蚀泥砾 钟型、箱型 平均高水位线与平均 低水位线之间 浅水三角洲内前缘 时而水上, 时而水下 煤线、垂直虫孔、植物根系及大型叶片 大型交错层理、平行层理 箱形, 齿化现象弱 平均低水位线以下 浅水三角洲外前缘 长期处于水下 斜虫孔、水平植物须根、植物碎屑、贝壳 小型沙纹、波状层理 箱形-钟形、钟形-漏斗形, 齿化现象较强

表1 鄂尔多斯盆地陇东地区长82亚段浅水三角洲岸线划分依据（据文献[10]修改）

基于鄂尔多斯盆地陇东地区长8₂亚段浅水三角洲沉积特征, 结合不同砂体测井曲线特征, 对沉积体系中砂体特征进行综合分析。按照形成过程的差异识别出分流河道砂体、河口坝砂体、分流河道-河口坝复合砂体等3种主要砂体类型。

3.1 分流河道砂体

分流河道砂体是由于河流侵蚀早期沉积物后, 碎屑物质对其进行充填而形成。岩心观察岩性以灰白色、灰绿色细砂岩为主, 颗粒分选中等, 偶见泥质夹层, 在部分灰色泥岩中可以观察到植物茎叶碎片。沉积序列自下而上表现为具有冲刷面构造的含泥砾细砂岩、大型槽状交错层理或平行层理粉砂岩、中— 大型槽状或板状交错层理粉细砂岩等, 整体呈向上变细的正韵律或间断性正韵律, 代表了水动力逐渐减弱和物源供给逐渐减少的沉积环境。单砂体厚度一般为6~8 m。自然伽马曲线为中高幅微齿状或强齿状的箱型, 顶部一般为渐变接触, 底部为突变接触, 齿化程度在一定程度上可以反映沉积环境的动荡程度（见图4）。

图4

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	图4 H19井长82亚段分流河道砂体沉积特征

3.2 河口坝砂体

在湖平面频繁摆动的沉积背景下, 分流河道入湖后水流分散、流速降低, 大量砂质物质在河口处沉积下来形成河口坝砂体。岩心观察岩性以灰白色粉细砂岩为主, 内部常见泥质条带, 整体非均质性较强, 主要发育沙纹交错层理、波状层理、变形层理等。河口坝一般具有向上粒度变粗的反韵律特征, 从下而上砂岩含量增加, 依次发育粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、中细砂岩。单砂体厚度一般为2~6 m。测井曲线形态以中— 高幅齿化漏斗形为主, 顶部呈突变接触, 底部为渐变接触（见图5）。

图5

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	图5 C105井长82亚段河口坝砂体沉积特征

3.3 分流河道-河口坝复合砂体

随着河控浅水三角洲向湖盆中心推进, 进积作用使得分流河道对早期沉积的河口坝砂体侵蚀、冲刷, 残余河口坝与分流河道组合形成分流河道-河口坝复合砂体, 二者接触面为小型冲刷面。岩性剖面表现为正韵律的分流河道砂体叠加反韵律的河口坝砂体, 整体上呈复合韵律。复合砂体厚度为9~13 m。测井曲线上表现为上部钟型与下部漏斗形组合特征（见图6）。

图6

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	图6 N137井长82亚段分流河道-河口坝复合砂体沉积特征

根据不同成因类型砂体的识别特征, 综合应用岩心、钻测井等多种地质资料, 开展鄂尔多斯盆地陇东地区8₂亚段浅水三角洲沉积体系中厚层砂体分布规律研究。

4.1平面分布特征

本次研究发现：研究区厚度大于20 m的厚层砂体分布具有明显的平面区带性（见图7）, 根据砂体形态和分布位置可将其分为两类：第1类发育在浅水三角洲内前缘相带, 位于环县西南方向, 砂体走向呈北东— 西南向, 与主河道延伸方向有较好的一致性, 延伸距离约为30 km, 平面宽7~13 km, 呈宽条带状; 第2类沿上里塬— 庆城— 合水一线分散分布于平均低水位线两侧, 呈不规则坨状或枝状。

图7

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	图7 陇东地区长82亚段砂体厚度平面分布

这两类厚层砂体反映砂体的累计厚度, 属于统计性概念, 包括单砂体和复合叠加砂体, 前者是指自身垂向上和平面上连续, 但与上下砂体间有泥岩或不渗透夹层分隔的砂体; 后者是指某一段地质时间内由若干具有空间成因联系的亚单元组成的砂体组合, 且内部存在沉积间断面。因此有必要对平面上受湖岸线控制且形态不同的厚层砂体进行对比, 尤其应进一步分析在垂向上不同沉积阶段的单砂体以及复合叠加砂体的分布特征差异。

鄂尔多斯盆地长8₂亚段砂体物源存在西南、西北和东北等多个方向^[29], 其中陇东地区砂体沉积主要受西南方向物源的控制^[28]。为了减少不同物源对砂体沉积的影响, 选取湖岸线控制下不同区带内地理位置较近厚层砂体进行剖面对比, 并分别命名为Ⅰ 区和Ⅱ 区（见图7）。

4.2 垂向剖面特征

4.2.1 顺主物源方向

顺主物源方向连井剖面呈北东— 南西向, 两条剖面中长8₂²小层砂体整体呈退积叠加样式, 长8₂¹小层砂体整体呈进积叠加样式, 长8₂²小层砂体连续性好于长8₂¹小层（见图8）。剖面B— B° 向湖盆中心方向累计砂体厚度逐渐减薄（见图8a）, 砂体个数减少、连续性变差, 该剖面西南部主要发育叠置分流河道砂体, 中部以发育分流河道-河口坝复合砂体为主要特征, 东北部分流河道砂体规模减少, 河口坝砂体不发育。剖面C— C° 主要发育分流河道砂体和分流河道-河口坝复合砂体, 砂体累计厚度整体上变化不大, 砂体连续性较好（见图8b）。

图8

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	图8 陇东地区长82亚段顺主物源方向砂体剖面特征（剖面位置见图7; GR— 自然伽马）

4.2.2 垂直主物源方向

垂直主物源方向的连井剖面呈北西— 南东向, 两条剖面显示砂地比均高达50%以上, 分流河道单砂体和分流河道-河口坝复合叠加砂体是厚层砂体的主要贡献类型（见图9）。分流河道-河口坝复合叠加砂体在Z126井中贡献率高达60%（见图9a）, 在L200井、L189井、L148井中分流河道单砂体的贡献率高于复合叠加砂体, 均在50%以上（见图9b）。

图9

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	图9 陇东地区长82亚段垂直主物源方向砂体剖面特征（剖面位置见图7）

Z126井、L200井、L189井、L148井分流河道单砂体和分流河道-河口坝复合叠加砂体在剖面上的垂向分布位置有着较好的相似性。分流河道单砂体主要发育在长8₂²小层的上部和长8₂¹小层的下部, 砂体形态呈顶平底凸的透镜状, 横向连通性差, 垂向表现为不同期次的分流河道单砂体间被泥岩等分隔, 没有直接接触, 无垂向连通性。分流河道-河口坝复合叠加砂体主要发育在长8₂²小层中部和长8₂¹小层中部, 垂向叠加样式表现为后期形成的分流河道砂体对早期形成的河口坝砂体有较为明显的切割、侵蚀、冲刷破坏作用。该类型复合叠加砂体在两剖面的侧向接触关系有着明显差异, A— A° 剖面表现为无明显的侧向接触, D— D° 剖面表现为侧向迁移幅度较大, 同期相邻的河口坝砂体和分流河道砂体易相互连通, 形成小型连片砂坝, L200井和L189井的长8₂²小层中部有着较好的表现。

已有研究表明, 三叠纪延长组沉积期是鄂尔多斯盆地湖盆发育的鼎盛时期, 其形成演化与印支构造运动密切相关^[30]。陇东地区长8段沉积期对应于印支运动Ⅰ 幕早期, 该沉积期印支运动较弱, 鄂尔多斯盆地基本继承了晚海西期以来的构造平稳格局^[31], 区域构造活动相对较弱, 盆地基底稳定沉降, 湖盆面积约为（6.4~7.7）× 10⁴ km², 湖盆古地形较为平坦, 坡降不足0.1° , 整体上呈现出“ 盆地构造稳定、湖盆底形平缓” 的浅水三角洲沉积特征^[11]。长8₂亚段对应一个完整的中期旋回, 表明长8₂亚段沉积期经历了水体由浅变深再变浅的演化过程, 在不同中期基准面变化阶段, 作为厚层砂体主要贡献类型的分流河道单砂体和分流河道-河口坝复合叠加砂体的结构特征存在差异。

虽然控制砂体形成、类型、分布及结构特征的地质因素很多, 诸如构造、气候、沉积物供给、基准面变化等^[32], 这些影响因素之间也会发生相互作用。但考虑到基准面的运动并不依赖特定环境, 而是普遍存在和持续进行着的^[33], 可容空间往往伴随这一抽象动态平衡剖面发生相应变化^[34], 因此本文基于长8₂亚段基准面旋回变化, 结合可容空间变化规律和沉积物体积分配原理, 以Z126井、L200井、L189井和L148井为例, 对长8₂亚段厚层砂体开展成因分析, 并建立相关的成因类型。

类型1为高可容纳叠置分流河道砂体（见图10a）, 主要发育在中期基准面上升的晚期和下降的早期, 对应长8₂²小层中上部和长8₂¹小层下部。砂体形成于沉积物供给量（S）小于可容空间增长率（A）的欠补偿或弱补偿的沉积背景。主要由相对孤立的透镜状辫状河道垂向叠置组成, 不同期次河道砂体之间往往存在泥质隔夹层, 两期砂体垂向上的叠置厚度约为8~13 m, 广泛发育在浅水三角洲内前缘和外前缘沉积相带。

图10

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	图10 陇东地区长82亚段厚层砂体成因类型

类型2为低可容空间叠加复合砂体（见图10b、图10c）, 主要发育在中期基准面上升或下降的中期, 对应长8₂²小层和长8₂¹小层中部。砂体形成于S大于A的过补偿沉积背景, 随着河控浅水三角洲入湖推进, 进积作用使得后期发育的分流河道对先期沉积的河口坝强烈侵蚀、冲刷, 从而形成分流河道-河口坝复合叠加砂体。主要由透镜状辫状河道与河口坝砂体垂向切叠组成, 砂体在垂向上的叠加厚度约为7~10 m。其中, 浅水三角洲外前缘型（见图10c）复合砂体的横向连通性往往优于浅水三角洲内前缘型（见图10b）, 原因是在三角洲外前缘平均低水位线附近的河口区河道水体进积冲蚀作用较弱, 而湖水水体顶托作用增强; 在地形平缓地区河流作用弱, 湖泊水动力对湖岸沉积物的改造作用较强, 后期分流河道砂体冲刷早期河口坝砂体所形成的复合砂体容易在横向上连片分布。

近年来, 浅水三角洲理论趋于成熟, 浅水三角洲沉积体系不断完善。随着非常规油气勘探开发的不断深入, 浅水三角洲环境下形成的非常规油气储集层已经成为重要的油气勘探目标。陇东地区长8₂亚段具有“ 满盆含砂” 的平面分布特点, 储集层平均孔隙度为8.8%, 平均渗透率为0.64× 10^-3 μ m², 属于典型的低孔低渗储集层^[35]。本文总结了陇东地区长8₂亚段厚层砂体成因类型, 通过比较长8₂亚段厚层砂体平面分布（见图7）与渗透率平面分布（见图11）发现：发育在平均低水位线两侧的不规则坨状或枝状厚层砂体的渗透率相对较高。这些厚层砂体主要分布在环县— 庆城— 合水一带, 是当前陇东地区石油勘探开发的重要区带之一。

图11

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	图11 陇东地区长82亚段渗透率平面分布图（据文献[35]修改）

鄂尔多斯盆地陇东地区长8₂亚段沉积期为构造稳定, 地势平坦（坡降不足0.1° ）的浅湖沉积背景, 从岩石类型、粒度特征、沉积构造、古生物标志等方面进一步分析了浅水三角洲沉积特征, 其沉积相带可划分为三角洲平原、三角洲内前缘及三角洲外前缘。

陇东地区长8₂亚段发育分流河道砂体、河口坝砂体、分流河道-河口坝复合叠加砂体共3种主要砂体类型。不同成因砂体组合形成的厚层砂体在平面上的分布具有明显区带性, 总体可分为两类：第1类主要发育在浅水三角洲内前缘相带, 与主河道延伸方向有较好的一致性, 形态呈“ 宽条带状” ; 第2类主要沿上里塬— 庆城— 合水一线分布于平均低水位线两侧, 分布较分散, 呈不规则坨状或枝状。

长8₂亚段厚层砂体成因类型可分为高可容空间叠置分流河道砂体模式和低可容空间叠加复合砂体模式, 根据复合砂体侧向连通性的差异可以进一步将后者分为浅水三角洲内前缘型和浅水三角洲外前缘型两亚类。

（编辑 王晖）