定边地区中侏罗统延安组辫状河沉积模式

张彬 张刚 徐帅康

摘 要：辫状河具河道宽而浅、弯曲指数<1.5、坡降大、易迁移、心滩发育的特点。为明确定边地区延安组辫状河沉积特征及沉积模式，利用野外露头、岩芯和测井相分析辫状河沉积微相、砂体连通模式和心滩分类。结果表明定边地区延安组辫状河识别出心滩、辫流水道、串沟水道、泛滥平原等沉积微相，发育槽状交错层理、板状交错层理、平行层理、块状层理等;辫状河砂体连通模式特征主要与水流的水动力强度和河道消亡时间有关，在顺水流方向和垂直水流方向上各有4种表现形式;心滩是辫状河沉积的主要构成单元与成藏单元，发育顺流加积、垂向加积、侧向加积等叠加方式，按照水动力强度的变化分为纵向沙坝、斜列沙坝、横向沙坝等。辫状河沉积模式研究对定边地区延安组辫状河砂体特征与构型特点具有一定的指导意义，同时为同一盆地和其他盆地其他层位辫状河沉积模式提供借鉴。

关键词：辫状河;心滩;沉积微相;砂体连通模式

中图分类号：TE 122

文献标志码：A

文章编号：1672-9315（2021）05-0845-08

DOI：10.13800/j.cnki.xakjdxxb.2021.0511開放科学（资源服务）标识码（OSID）：

Braided river sedimentary model of Middle Jurassic

Yanan Formation in Dingbian area

ZHANG Bin1，ZHANG Gang1，XU Shuaikang2，3

（1.Dingbian Oil Production Plant，Yanchang Petroleum（Group）Co.，Ltd.，Dingbian 717111，China;

2.

College of Geology and Environment，Xian University of Science and Technology，Xian 710054，China;

3.Shaanxi Provincial

Key Laboratory of Geological Support for Coal Green Exploitation，Xian 710054，China）

Abstract：Braided river is characterized by wide and shallow channel， bend index less than 1.5，large slope，easy migration and development of diara.In order to clarify the sedimentary characteristics and sedimentary model of the braided river of Yanan Formation in Dingbian area，the sedimentary microfacies，sand body connection model and diara classification of the braided river were analyzed by using field outcrops，core and logging facies.The results show that the sedimentary microfacies of Yanan Formation braided river in Dingbian area can be identified as  diara， braided channel，cascade channel and flood plain;trough cross bedding， plate cross bedding，parallel bedding and massive bedding are developed.The characteristics of braided river sand body connection mode are mainly related to the hydrodynamic intensity of flow and the extinction time of channel，and there are four forms in the direction of flow and vertical flow respectively.The diara is the main component unit and reservoir forming unit of braided river deposition.It develops superposition modes of upstream aggradation， downstream aggradation，vertical aggradation and lateral aggradation.According to the change of hydrodynamic intensity，it can be divided into longitudinal bar，inclined bar and transverse bar.The study of braided river sedimentary model has a certain guiding significance for the characteristics and configuration of the braided river sandbodies of Yanan Formation in Dingbian area，which provides a reference for the braided river sedimentary model of the same basin and other basins.

Key words：braided river;diara;sedimentary microfacies;sand body connectivity model

0 引 言

辫状河根据沉积物粒度不同分为砂质辫状河和砾质辫状河。尹旭、马成龙、李伟强、马志欣、于欢等解剖了辫状河现代沉积露头剖面，结合岩芯、测井、地震响应等，识别出辫流水道、心滩、河漫滩等沉积微相[1-5];陈仕臻、苏亚拉图等结合野外露头、沉积构造等特征，在岩相组合基础上剖析出河道砂体、心滩砂体和边滩砂体等3种成因类型砂体[6-7];王锐按成因将砂质辫状河野外露头，砂体内部分为心滩坝内落淤层、坝间夹层、道坝转换夹层和串沟[8];马志欣、瞿雪姣等结合野外剖面砂体构型特征，对心滩与辫状河道分布关系、单河道发育位置进行了研究[9-10];乔雨朋等通过野外地质解剖、测井曲线识别、探地雷达分析，认为辫状河储层构型受构造运动、河水能量、气候条件以及沉积基准面变化4方面的影响[11];陈梁等提出浅水砂质辫状河储层结构单元包括辫状砂坝、坝槽、沟道和洼坑，且辫状砂坝的形成与横向环流无关[12];陈薪凯等将Miall的构型理论应用到心滩范围，通过不同岩相和构型要素与心滩的对应关系，将心滩分为垂向加积、辫状-曲流转换、偏心半椭球、复杂构型4种模式[13];张可等采用沉积数值模拟技术再现心滩的生长与演化过程，明确两侧辫状水道对心滩的影响及不同沉积环境所形成的不同类型心滩，提出心滩演化模式[14];陈玉琨、李海明、牛博等应用测井、岩芯等资料研究心滩发育及落淤层演化[15-17];王文胜等用“定心滩”“定标准”“建模式”“心滩属性定水道”方法剖析辫流水道充填类型空间分布的规律[18];毛平对砂质辫状河储层的构型模式、构型单元规模和储层构型表征技术以及不同级次构型单元对剩余油分布的影响进行了总结[19];屈伟东、贾丽、黄兴文等认为储层的储集能力主要受岩石类型以及成岩作用的影响[20-22];前人对辫状河的砂体构型成因及沉积微相的研究较多[23-24]，定边地区沉积微相研究对延安组辫状河砂体特征与构型特点具有一定的指导意义，同时为同一盆地和其他盆地的其他层位辫状河沉积模式提供借鉴。

1 区域地质特征

鄂尔多斯盆地侏罗系延安组经历了盆地初始形成→鼎盛发育→逐渐衰退的沉积演化过程，区域构造事件、沉积环境和古气候制约了盆地的发展和演变，受河流和湖泊三角洲沉积体系的控制，地层单元在盆地内同步周期性发育，明显受更高级别区域构造事件控制。

许多学者认为侏罗系延安组鄂尔多斯盆地与贺兰山地区为同一沉积体系[25-27]，但桌子山东麓—王洼—华亭一线为鄂尔多斯盆地延安组盆地西界已得到认可。叶连俊认为盆地的东界延伸到宁武盆地和晋中地堑以东;程守田等认为鄂尔多斯盆地早中侏罗世与山西大同、宁武及豫西北的义马、济源盆地属于同一原始充填盆地，晋西北大同—宁武一线、吕梁地区的大同组与延安组对比，自北向南由冲积体系相变为湖泊沉积体系，古水指向南西或南西西，趋势与鄂尔多斯盆地东部的神木—延安一带相似[28-29]。因此，中侏罗统延安组鄂尔多斯盆地西界到桌子山—六盘山东麓一线，东界位于大同、宁武和河南的西北部一带，北

界在河套断陷以南，南界在渭河断陷以北[30]（图1）。

2 沉积微相特征

根据岩芯观察、单井测井相及辫状河露头剖面对定边地区辫状河沉积进行研究，识别出心滩、辫流水道、泛滥平原、串沟水道4种沉积微相。在野外露头剖面上，心滩和辫流水道相间分布，互相叠置，心滩厚度大于辫流水道，整体来说两者都为中部厚度较厚向两翼逐渐变薄（图2（a））。

2.1 心滩

心滩由河床中部沉积物堆积形成，当河道由窄变宽时水动力减小，随着多次洪水事件，砂体大量堆积形成心滩。心滩岩性以中—细砂岩、细砂岩为主，粗碎屑是垂向上的主要沉积物，心滩厚度为4～8 m，发育槽状交错层理（图2（b），图3（a））、板状交错层理（图2（d），图3（b））、平行层理（图2（e），图3（c）），测井曲线多为箱型、箱形-钟形、微漏斗形（图4）。

2.2 辫流水道

辫流水道宽而浅，弯曲度小但水流急，河道易废弃改道，平面上呈交织窄条带状，剖面上呈顶平底凸状。辫流水道是砂质辫状河中的主要沉积微相单元之一，自下而上出现由粗至细的粒度或岩性正韵律，垂向上发育槽状交错层理（图2（b），图3（a））、板狀交错层理（图2（d），图3（b））、平行层理（图2（e），图3（c）），常以多期叠加（图2（f））形式出现，测井曲线呈钟型、箱型—钟型（图5）。

2.3 串沟水道

串沟水道为后期短暂洪水在早期心滩上面冲蚀形成的沟槽（图2（g），图2（h）），位于心滩顶部，使砂体两侧水流得以串通。沟道内的砂质泥岩多为灰色、灰白色（图3（e）），泥岩较少（图3（f）），形成于水动力较弱或者洪水间歇期，发育平行层理（图2（e），图3（c））、块状层理，宽度与厚度较小，测井曲线为钟型（图4）。

2.4 泛滥平原

泛滥平原为洪水期河水溢出河床所携带的泥沙充填而成，多为灰白色或灰色泥岩（图3（e））、泥质粉砂岩，分布于河道顶部，易被后期洪水冲刷侵蚀，泥岩保存不完整，厚度变化较大由几厘米到几十厘米不等，为水平层理、波状层理，测井曲线为直曲线或微齿化曲线（图5）。

3 砂体发育特征

辫状河心滩砂体以加积模式为主，辫流水道除垂向加积外，主要受水动力的强弱与河道的消亡时间影响，砂体的发育特征从顺水流方向和垂直水流方向具有不同的叠加样式。

3.1 横向连井剖面

在垂直水流方向上，根据水动力的强弱变化和河道的消亡时间早晚，辫状河砂体表现出不同的沉积模式。

1）底同顶不同。通过图6（a）可以看出砂体底部高程相同，说明河道砂体早期同时发育，且水动力条件相当，DT6430处砂体顶部高程较低，说明河道早消亡，DT6450处砂体顶部高程较高，说明河道晚消亡。

2）底不同顶相同。通过图6（b）可以看出DT6411处砂体底部较另2口井高程较高，说明水动力较强，其余2处水动力较弱，3处砂体顶部高程相同，说明3处砂体消亡时间相同。

3）顶底部分相同且渐增。通过图6（c）可以看出DT6416和DT6494砂体底部高程相当，DZ6496砂体底部高程较高，则DZ6496水动力强度较弱，DT6494和DZ6496处砂体顶部高程相同，DT6416高程较低，则DT6416井较早消亡。

4）顶底均不同。通过图6（d）可以看出砂体底部高程逐渐变高，说明水动力强度逐渐减小，顶部高程逐渐增大，说明消亡时间逐渐变晚。

3.2 纵向连井剖面

在顺水流方向，根据水动力的强弱变化和河道的消亡时间早晚，将定边地区延安组辫状河砂体沉积特征分为4种模式。

1）顶底相同。通过图7（a）可以看出砂体顶底高程均相同，说明河道水动力强度相当，且河道同时消亡。

2）底不同顶同。通过图7（b）可以看出DT6420砂体底部高程较高，说明水动力较小，其他2处水动力相当，砂体顶部高程相同，说明河道同时消亡。

3）底同顶不同。通过图7（c）可以看出砂体底部高程相同，说明水动力强度相当，顶部高程逐渐变高，说明3处砂体消亡时间逐渐变晚。

4）顶底均不同。通过图7（d）可以看出DT6450底部高程较高向两侧逐渐变低，说明水动力在该处强度最小，向两侧逐渐变大。DT6450与DT6440顶部高程相同，说明河道同时消亡，DT6460处砂体高程低，说明河道较早消亡。

4 心滩发育特征

心滩是辫状河重要沉积单元。伴随着沉积物在水流作用下的搬用、堆积，形成心滩雏形，后经顺流加积、垂向加积、侧向加积等逐渐增大，伴随心滩规模增大，在加积作用与侵蚀作用下迁移与变化。

4.1 心滩的发育

在河床加宽处由于流速降低，砂体在河床底部堆积形成心滩，经多次洪水携带砂体堆积，规模和厚度有所增加，顶部覆盖悬移质。据形态将心滩分为头部、中部、尾部3部分，心滩头部以顺流加积为主，中部为垂向加积和侧向加积，尾部以顺流加积为主。心滩头部为迎水面，水动力较强，粒度较粗。由于水动力在心滩头部缓冲，心滩中部沉积砂体粒度相对来说较细，随着水流对心滩头部的侵蚀，粒度较粗砂体由垂向加积作用在心滩中部沉积，沉积物粒度表现为由细到粗，砂体粒度配置关系表现为心滩头部砂体粒度粗于中部（图8），除垂向加积外，心滩中部还伴随着侧向加积作用，由于侧向加积速度不一致，表现为心滩的横向迁移。心滩尾部为顺流加积作用，滩头受到水流的侵蚀，滩尾以沉积为主，表现为心滩顺流迁移。

4.2 心滩的分类

4.2.1 纵向沙坝

辫状河纵向沙坝与水流方向一致，在浅水区由平行于沙坝的单向水流作用形成。上游方向遭受侵蚀，下游方向接收沉积，呈菱形或斜方形。在沙坝内部板状交错层理（图2（d））、水平层理和高角度下切型板状交错层理发育，具不太明显向上变细的粒序。

4.2.2 横向沙坝

横向沙坝发育在河道变宽或深度突然增加的弱水流区域，呈孤立状、雁行状展布，前缘呈舌状、直线状和弯曲状。横向沙坝形成过程中先由砂、砾沉积物加积到平衡状态，后通过滑动面的顺流延伸生长，具多组高角度下截型板状交错层理（图2（d）），为典型垂向加积产物。

4.2.3 斜列沙坝

斜列沙坝发育在主河道弯曲、流量不对称的河道两侧位置，横断面呈三角形，具由滑动面或浅滩组成的下游沉积边缘特征，当滑动面崩落或浅滩迁移时，形成板状交错层理（图2（d）），沉积物较粗时具叠瓦状结构，可产生不明显的水平层理（图2（e），图3（c））和多组底角度下切型板状交错层理，具侧向加积特点。

5 沉积相平面分布模式

鄂尔多斯盆地延安组以河流-湖泊相碎屑岩沉积体系为主，发育灰色—灰白色中粒—细粒砂岩、浅灰色泥岩及煤层，厚度120～360 m，盆地西部灵武、盐池、定边地区厚160～600 m，盆地南部厚20～70 m。延安组沉积期盆地被河流、三角洲及湖泊沉积物充填，西缘桌子山东麓、石沟驿、华亭等地和北缘达拉特旗高头窑部分地区，发育小型湿地扇，以砾岩和砂砾岩为主;湖泊沉积体系在洛河、葫芦河一带以及大理河与无定河一带发育，泥岩较为发育，砂岩含量很低，一般不含煤层。冲积扇与湖泊沉积区之间，广泛发育由天然堤限定的河道和泛滥盆地为主的河流沉积体系。河流沉积向东或东南部推进，在神木、榆林、横山、靖边、华池、焦坪一带形成三角洲沉积。

从图9可以看出盆地西北部定边地区延安组发育3条北西—南东发育的水道砂体，水道处砂地比在0.8左右，砂地比值由西向东依次降低。水道砂体规模中间一支较大，发育多个心滩，兩侧水道砂体规模较小，心滩也较少。心滩的类型随水流水动力的强弱变化而变化，在水动力较强区域发育纵向沙坝，随着水流水动力的减弱开始发育横向沙坝、斜列沙坝，定边地区多发育纵向沙坝，斜列沙坝和横向沙坝发育较少，应为辫状河水动力较强的上游地区。

6 结 论

1）定边地区辫状河砂岩发育、槽状交错层理、板状交错层理、平行层理等。

2）据岩芯、野外露头和测井曲线特征，识别出心滩、辫流水道、串沟水道、泛滥平原为定边地区辫状河主要沉积微相，测井曲线为钟型、箱型、漏斗型。

3）据水动力强弱和消亡的时间变化，在顺水流方向和垂直水流方向各识别出4种砂体发育模式;发育纵向沙坝发育，应为延安组辫状河上游地区。

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