張 彬，張 剛，徐帥康

(1.延長油田股份有限公司 定邊采油廠，陜西 定邊717111；2.西安科技大學 地質(zhì)與環(huán)境學院,陜西 西安 710054；3.陜西省煤炭綠色開發(fā)地質(zhì)保障重點實驗室，陜西 西安 710054)

0 引 言

辮狀河根據(jù)沉積物粒度不同分為砂質(zhì)辮狀河和礫質(zhì)辮狀河。尹旭、馬成龍、李偉強、馬志欣、于歡等解剖了辮狀河現(xiàn)代沉積露頭剖面，結(jié)合巖芯、測井、地震響應等，識別出辮流水道、心灘、河漫灘等沉積微相[1-5]；陳仕臻、蘇亞拉圖等結(jié)合野外露頭、沉積構(gòu)造等特征，在巖相組合基礎上剖析出河道砂體、心灘砂體和邊灘砂體等3種成因類型砂體[6-7]；王銳按成因?qū)⑸百|(zhì)辮狀河野外露頭，砂體內(nèi)部分為心灘壩內(nèi)落淤層、壩間夾層、道壩轉(zhuǎn)換夾層和串溝[8]；馬志欣、瞿雪姣等結(jié)合野外剖面砂體構(gòu)型特征，對心灘與辮狀河道分布關(guān)系、單河道發(fā)育位置進行了研究[9-10]；喬雨朋等通過野外地質(zhì)解剖、測井曲線識別、探地雷達分析，認為辮狀河儲層構(gòu)型受構(gòu)造運動、河水能量、氣候條件以及沉積基準面變化4方面的影響[11]；陳梁等提出淺水砂質(zhì)辮狀河儲層結(jié)構(gòu)單元包括辮狀砂壩、壩槽、溝道和洼坑，且辮狀砂壩的形成與橫向環(huán)流無關(guān)[12]；陳薪凱等將Miall的構(gòu)型理論應用到心灘范圍，通過不同巖相和構(gòu)型要素與心灘的對應關(guān)系，將心灘分為垂向加積、辮狀-曲流轉(zhuǎn)換、偏心半橢球、復雜構(gòu)型4種模式[13]；張可等采用沉積數(shù)值模擬技術(shù)再現(xiàn)心灘的生長與演化過程，明確兩側(cè)辮狀水道對心灘的影響及不同沉積環(huán)境所形成的不同類型心灘，提出心灘演化模式[14]；陳玉琨、李海明、牛博等應用測井、巖芯等資料研究心灘發(fā)育及落淤層演化[15-17]；王文勝等用“定心灘”“定標準”“建模式”“心灘屬性定水道”方法剖析辮流水道充填類型空間分布的規(guī)律[18]；毛平對砂質(zhì)辮狀河儲層的構(gòu)型模式、構(gòu)型單元規(guī)模和儲層構(gòu)型表征技術(shù)以及不同級次構(gòu)型單元對剩余油分布的影響進行了總結(jié)[19]；屈偉東、賈麗、黃興文等認為儲層的儲集能力主要受巖石類型以及成巖作用的影響[20-22]；前人對辮狀河的砂體構(gòu)型成因及沉積微相的研究較多[23-24]，定邊地區(qū)沉積微相研究對延安組辮狀河砂體特征與構(gòu)型特點具有一定的指導意義，同時為同一盆地和其他盆地的其他層位辮狀河沉積模式提供借鑒。

1 區(qū)域地質(zhì)特征

鄂爾多斯盆地侏羅系延安組經(jīng)歷了盆地初始形成→鼎盛發(fā)育→逐漸衰退的沉積演化過程，區(qū)域構(gòu)造事件、沉積環(huán)境和古氣候制約了盆地的發(fā)展和演變，受河流和湖泊三角洲沉積體系的控制，地層單元在盆地內(nèi)同步周期性發(fā)育，明顯受更高級別區(qū)域構(gòu)造事件控制。

許多學者認為侏羅系延安組鄂爾多斯盆地與賀蘭山地區(qū)為同一沉積體系[25-27]，但桌子山東麓—王洼—華亭一線為鄂爾多斯盆地延安組盆地西界已得到認可。葉連俊認為盆地的東界延伸到寧武盆地和晉中地塹以東；程守田等認為鄂爾多斯盆地早中侏羅世與山西大同、寧武及豫西北的義馬、濟源盆地屬于同一原始充填盆地，晉西北大同—寧武一線、呂梁地區(qū)的大同組與延安組對比，自北向南由沖積體系相變?yōu)楹闯练e體系，古水指向南西或南西西，趨勢與鄂爾多斯盆地東部的神木—延安一帶相似[28-29]。因此，中侏羅統(tǒng)延安組鄂爾多斯盆地西界到桌子山—六盤山東麓一線，東界位于大同、寧武和河南的西北部一帶，北界在河套斷陷以南，南界在渭河斷陷以北[30](圖1)。

圖1 鄂爾多斯盆地中侏羅世原型盆地及沉積古地理(據(jù)文獻[30]修改)

2 沉積微相特征

根據(jù)巖芯觀察、單井測井相及辮狀河露頭剖面對定邊地區(qū)辮狀河沉積進行研究，識別出心灘、辮流水道、泛濫平原、串溝水道4種沉積微相。在野外露頭剖面上，心灘和辮流水道相間分布，互相疊置，心灘厚度大于辮流水道，整體來說兩者都為中部厚度較厚向兩翼逐漸變薄(圖2(a))。

2.1 心灘

心灘由河床中部沉積物堆積形成，當河道由窄變寬時水動力減小，隨著多次洪水事件，砂體大量堆積形成心灘。心灘巖性以中—細砂巖、細砂巖為主，粗碎屑是垂向上的主要沉積物，心灘厚度為4～8 m，發(fā)育槽狀交錯層理(圖2(b)，圖3(a))、板狀交錯層理(圖2(d)，圖3(b))、平行層理(圖2(e)，圖3(c))，測井曲線多為箱型、箱形-鐘形、微漏斗形(圖4)。

2.2 辮流水道

辮流水道寬而淺，彎曲度小但水流急，河道易廢棄改道，平面上呈交織窄條帶狀，剖面上呈頂平底凸狀。辮流水道是砂質(zhì)辮狀河中的主要沉積微相單元之一，自下而上出現(xiàn)由粗至細的粒度或巖性正韻律，垂向上發(fā)育槽狀交錯層理(圖2(b)，圖3(a))、板狀交錯層理(圖2(d)，圖3(b))、平行層理(圖2(e)，圖3(c))，常以多期疊加(圖2(f))形式出現(xiàn)，測井曲線呈鐘型、箱型—鐘型(圖5)。

圖5 辮流水道、泛濫平原測井相特征(DT6494)

2.3 串溝水道

串溝水道為后期短暫洪水在早期心灘上面沖蝕形成的溝槽(圖2(g)，圖2(h))，位于心灘頂部，使砂體兩側(cè)水流得以串通。溝道內(nèi)的砂質(zhì)泥巖多為灰色、灰白色(圖3(e))，泥巖較少(圖3(f))，形成于水動力較弱或者洪水間歇期，發(fā)育平行層理(圖2(e)，圖3(c))、塊狀層理，寬度與厚度較小，測井曲線為鐘型(圖4)。

圖2 辮狀河野外露頭沉積構(gòu)造特征

圖3 定邊地區(qū)辮狀河沉積構(gòu)造特征

圖4 心灘、串溝水道測井相特征(D6497-3)

2.4 泛濫平原

泛濫平原為洪水期河水溢出河床所攜帶的泥沙充填而成，多為灰白色或灰色泥巖(圖3(e))、泥質(zhì)粉砂巖，分布于河道頂部，易被后期洪水沖刷侵蝕，泥巖保存不完整，厚度變化較大由幾厘米到幾十厘米不等，為水平層理、波狀層理，測井曲線為直曲線或微齒化曲線(圖5)。

3 砂體發(fā)育特征

辮狀河心灘砂體以加積模式為主，辮流水道除垂向加積外，主要受水動力的強弱與河道的消亡時間影響，砂體的發(fā)育特征從順水流方向和垂直水流方向具有不同的疊加樣式。

3.1 橫向連井剖面

在垂直水流方向上，根據(jù)水動力的強弱變化和河道的消亡時間早晚，辮狀河砂體表現(xiàn)出不同的沉積模式。

1)底同頂不同。通過圖6(a)可以看出砂體底部高程相同，說明河道砂體早期同時發(fā)育，且水動力條件相當，DT6430處砂體頂部高程較低，說明河道早消亡，DT6450處砂體頂部高程較高，說明河道晚消亡。

2)底不同頂相同。通過圖6(b)可以看出DT6411處砂體底部較另2口井高程較高，說明水動力較強，其余2處水動力較弱，3處砂體頂部高程相同，說明3處砂體消亡時間相同。

3)頂?shù)撞糠窒嗤覞u增。通過圖6(c)可以看出DT6416和DT6494砂體底部高程相當，DZ6496砂體底部高程較高，則DZ6496水動力強度較弱，DT6494和DZ6496處砂體頂部高程相同，DT6416高程較低，則DT6416井較早消亡。

4)頂?shù)拙煌?。通過圖6(d)可以看出砂體底部高程逐漸變高，說明水動力強度逐漸減小，頂部高程逐漸增大，說明消亡時間逐漸變晚。

圖6 垂直水流方向單河道成因單元配置關(guān)系

3.2 縱向連井剖面

在順水流方向，根據(jù)水動力的強弱變化和河道的消亡時間早晚，將定邊地區(qū)延安組辮狀河砂體沉積特征分為4種模式。

1)頂?shù)紫嗤?。通過圖7(a)可以看出砂體頂?shù)赘叱叹嗤?，說明河道水動力強度相當，且河道同時消亡。

2)底不同頂同。通過圖7(b)可以看出DT6420砂體底部高程較高，說明水動力較小，其他2處水動力相當，砂體頂部高程相同，說明河道同時消亡。

3)底同頂不同。通過圖7(c)可以看出砂體底部高程相同，說明水動力強度相當，頂部高程逐漸變高，說明3處砂體消亡時間逐漸變晚。

4)頂?shù)拙煌Ｍㄟ^圖7(d)可以看出DT6450底部高程較高向兩側(cè)逐漸變低，說明水動力在該處強度最小，向兩側(cè)逐漸變大。DT6450與DT6440頂部高程相同，說明河道同時消亡，DT6460處砂體高程低，說明河道較早消亡。

圖7 順水流方向單河道成因單元配置關(guān)系

4 心灘發(fā)育特征

心灘是辮狀河重要沉積單元。伴隨著沉積物在水流作用下的搬用、堆積，形成心灘雛形，后經(jīng)順流加積、垂向加積、側(cè)向加積等逐漸增大，伴隨心灘規(guī)模增大，在加積作用與侵蝕作用下遷移與變化。

4.1 心灘的發(fā)育

在河床加寬處由于流速降低，砂體在河床底部堆積形成心灘，經(jīng)多次洪水攜帶砂體堆積，規(guī)模和厚度有所增加，頂部覆蓋懸移質(zhì)。據(jù)形態(tài)將心灘分為頭部、中部、尾部3部分，心灘頭部以順流加積為主，中部為垂向加積和側(cè)向加積，尾部以順流加積為主。心灘頭部為迎水面，水動力較強，粒度較粗。由于水動力在心灘頭部緩沖，心灘中部沉積砂體粒度相對來說較細，隨著水流對心灘頭部的侵蝕，粒度較粗砂體由垂向加積作用在心灘中部沉積，沉積物粒度表現(xiàn)為由細到粗，砂體粒度配置關(guān)系表現(xiàn)為心灘頭部砂體粒度粗于中部(圖8)，除垂向加積外，心灘中部還伴隨著側(cè)向加積作用，由于側(cè)向加積速度不一致，表現(xiàn)為心灘的橫向遷移。心灘尾部為順流加積作用，灘頭受到水流的侵蝕，灘尾以沉積為主，表現(xiàn)為心灘順流遷移。

圖8 心灘砂體配置關(guān)系

4.2 心灘的分類

4.2.1 縱向沙壩

辮狀河縱向沙壩與水流方向一致，在淺水區(qū)由平行于沙壩的單向水流作用形成。上游方向遭受侵蝕，下游方向接收沉積，呈菱形或斜方形。在沙壩內(nèi)部板狀交錯層理(圖2(d))、水平層理和高角度下切型板狀交錯層理發(fā)育，具不太明顯向上變細的粒序。

4.2.2 橫向沙壩

橫向沙壩發(fā)育在河道變寬或深度突然增加的弱水流區(qū)域，呈孤立狀、雁行狀展布，前緣呈舌狀、直線狀和彎曲狀。橫向沙壩形成過程中先由砂、礫沉積物加積到平衡狀態(tài)，后通過滑動面的順流延伸生長，具多組高角度下截型板狀交錯層理(圖2(d))，為典型垂向加積產(chǎn)物。

4.2.3 斜列沙壩

斜列沙壩發(fā)育在主河道彎曲、流量不對稱的河道兩側(cè)位置，橫斷面呈三角形，具由滑動面或淺灘組成的下游沉積邊緣特征，當滑動面崩落或淺灘遷移時，形成板狀交錯層理(圖2(d))，沉積物較粗時具疊瓦狀結(jié)構(gòu)，可產(chǎn)生不明顯的水平層理(圖2(e)，圖3(c))和多組底角度下切型板狀交錯層理，具側(cè)向加積特點。

5 沉積相平面分布模式

鄂爾多斯盆地延安組以河流-湖泊相碎屑巖沉積體系為主，發(fā)育灰色—灰白色中?！毩Ｉ皫r、淺灰色泥巖及煤層，厚度120～360 m，盆地西部靈武、鹽池、定邊地區(qū)厚160～600 m，盆地南部厚20～70 m。延安組沉積期盆地被河流、三角洲及湖泊沉積物充填，西緣桌子山東麓、石溝驛、華亭等地和北緣達拉特旗高頭窯部分地區(qū)，發(fā)育小型濕地扇，以礫巖和砂礫巖為主；湖泊沉積體系在洛河、葫蘆河一帶以及大理河與無定河一帶發(fā)育，泥巖較為發(fā)育，砂巖含量很低，一般不含煤層。沖積扇與湖泊沉積區(qū)之間，廣泛發(fā)育由天然堤限定的河道和泛濫盆地為主的河流沉積體系。河流沉積向東或東南部推進，在神木、榆林、橫山、靖邊、華池、焦坪一帶形成三角洲沉積。

從圖9可以看出盆地西北部定邊地區(qū)延安組發(fā)育3條北西—南東發(fā)育的水道砂體，水道處砂地比在0.8左右，砂地比值由西向東依次降低。水道砂體規(guī)模中間一支較大，發(fā)育多個心灘，兩側(cè)水道砂體規(guī)模較小，心灘也較少。心灘的類型隨水流水動力的強弱變化而變化，在水動力較強區(qū)域發(fā)育縱向沙壩，隨著水流水動力的減弱開始發(fā)育橫向沙壩、斜列沙壩，定邊地區(qū)多發(fā)育縱向沙壩，斜列沙壩和橫向沙壩發(fā)育較少，應為辮狀河水動力較強的上游地區(qū)。

圖9 定邊地區(qū)中侏羅統(tǒng)延安組辮狀河沉積相分布

6 結(jié) 論

1)定邊地區(qū)辮狀河砂巖發(fā)育、槽狀交錯層理、板狀交錯層理、平行層理等。

2)據(jù)巖芯、野外露頭和測井曲線特征，識別出心灘、辮流水道、串溝水道、泛濫平原為定邊地區(qū)辮狀河主要沉積微相，測井曲線為鐘型、箱型、漏斗型。

3)據(jù)水動力強弱和消亡的時間變化，在順水流方向和垂直水流方向各識別出4種砂體發(fā)育模式；發(fā)育縱向沙壩發(fā)育，應為延安組辮狀河上游地區(qū)。