蠡縣斜坡高陽地區沙一下亞段淺水三角洲前緣沉積特征及模式

薛 輝，韓春元，肖博雅，王 芳，李 玲

（中國石油華北油田分公司勘探開發研究院，河北任丘062550）

0 引言

淺水三角洲通常是指河流進入水體較淺，構造相對穩定的臺地、陸表海、大陸架或地形平緩、基底緩慢沉降的湖盆時，在盆地緩坡上形成的一種特殊類型三角洲［1-5］，同傳統三角洲一樣，淺水三角洲儲蓋組合良好，油氣成藏條件優越［6］，是尋找巖性油氣藏的重要領域［7-9］，目前在中國松遼盆地［10］、渤海灣盆地［11-12］、鄂爾多斯盆地［13］、準噶爾盆地［14］中、新生代地層中均發現淺水三角洲沉積，并形成了規模較大的油氣儲集體［15］。淺水三角洲前緣砂體縱向疊置、橫向連片，儲集物性優越，油氣賦存量巨大［16］，是有利的油氣勘探區域。因此，深入開展淺水三角洲前緣砂體沉積特征研究，探討砂體發育類型與分布規律，分析砂體演化規律和沉積模式，對后期油氣田勘探與開發具有重要意義。

古近系沙河街組沙一下亞段作為蠡縣斜坡主要含油層系，有關其沉積體系的研究成果眾多，楊帆等［17］認為蠡縣斜坡在沙一下亞段沉積時期地形坡度平緩，氣候干旱炎熱，湖平面動蕩頻繁，屬于淺水三角洲沉積；羅彩珍等［18］認為蠡縣斜坡沙一下亞段為退積型大型扇三角洲沉積，局部受洪水或其他誘發因素（如地震）影響，發育滑塌沉積；陳驥等［19］認為蠡縣斜坡沙一下亞段主要發育辮狀河三角洲和湖泊沉積；崔周旗等［20］認為蠡縣斜坡沙一下亞段主要發育“淺水型”三角洲及濱淺湖灘壩沉積。前人的研究多集中在斜坡北部，對中南部高陽地區研究相對較少，對高陽地區沙一下亞段沉積微相類型、分布規律和沉積模式的研究更是少見，嚴重制約著該區勘探開發進程。因此，筆者通過對高陽地區沙一下亞段巖心精細觀察，結合三維地震、測井、錄井資料，分析該區淺水三角洲前緣砂體巖心相、測井相和地震相特征，明確淺水三角洲前緣沉積微相類型和分布規律，建立淺水三角洲前緣砂體沉積模式，以期為該區下一步油氣勘探提供地質依據。

1 地質概況

蠡縣斜坡位于渤海灣盆地冀中坳陷西部，是在中、上元古界基底上發育起來的一個大型寬緩繼承性斜坡［21］，斜坡勘探面積約為2 000 km2，整體呈北東走向，具有西抬東傾、北高南低的構造特征。受控坡斷裂影響，斜坡南北分區［22］，北部為構造坡折型沉積斜坡，南部為寬緩單斜型沉積斜坡。高陽地區位于蠡縣斜坡中南部（圖1），區內構造相對簡單，斷層不發育，主要發育高陽、大白尺2 條大型北東－南西向正斷層和次一級小型正斷層，受地層繼承性沉降及差異壓實作用的影響，在蠡縣斜坡上還發育一系列北西向展布的低緩鼻狀構造，向東逐漸侵沒于洼槽區。高陽地區斜坡平緩，坡度為3°～5°，坡降為1～3 m/km，各層間構造形態基本一致，面貌簡單，為典型的緩坡特征。

劉君龍等［23］研究表明，高陽地區在沙一下亞段經歷湖盆萎縮和擴張2 個時期，在沙一下亞段沉積早期，屬于湖盆萎縮期，地形相對平坦，氣候溫暖濕潤，水體較淺，具備形成淺水三角洲的條件，早期沉積了一套灰色砂巖和灰、紅間互的泥巖地層；沙一下亞段沉積中晚期，經歷古近紀以來最大規模的湖侵，湖盆范圍廣闊，發育一套深灰色泥巖、油頁巖、湖相碳酸鹽巖等巖性組合［24］，其間還經歷多次漲縮，持續時間較短。依據Vail［25］經典層序地層學分析方法，認為沙一下亞段主要發育湖退和湖侵體系域，在三級層序內部又可細分出3 個四級層序（SSC1—SSC3），分別對應Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ等3 個砂組（圖2），在湖退體系域（SSC1，SSC2），砂質含量相對較高，自然電位曲線以箱型、鐘型為主；在湖侵體系域（SSC3），泥質含量增加，砂泥薄互層，自然電位曲線表現為鋸齒狀。蠡縣斜坡高陽地區在沙一下亞段沉積時期以淺水三角洲前緣沉積為主，西南部主物源與西部和北部次要物源攜帶大量沉積物不斷向湖盆中心方向進積，在斜坡上形成廣覆式分布砂體，以細砂巖、粉砂巖為主，縱向上砂體粒度由粗變細，具有正旋回特征，反映沉積水體不斷變深。

2 沉積相標志

通過對蠡縣斜坡高陽地區38 口井636 m 巖心的精細觀察，在單井相分析的基礎上，結合地震相，明確高陽地區沙一下亞段淺水三角洲前緣沉積相標志。

2.1 巖相標志

巖相反映沉積體形成的水動力條件、搬運方式及沉積機制等［26］，是研究沉積相的基礎［27］。高陽地區沙一下亞段巖石類型多樣，沉積構造豐富，根據巖性、粒度、沉積構造、分選、古生物等特征，共識別劃分出9 種巖相類型。

（1）含泥礫細砂巖相（Sg）。由含泥礫的細砂巖組成，泥礫大小不一，呈棱角狀—次棱角狀，多沿層定向排列，常與沖刷面伴生［圖3（a）］，為河道底部滯留沉積，是單向水流條件下，河道侵蝕河岸或河底的泥巖快速堆積而成。

（2）槽狀交錯層理細砂巖相（St）。在細砂巖中發育槽狀交錯層理，紋層與層系界面斜交［圖3（b）］，是高能水流條件下河道下切并快速充填的產物，多發育在水下分流河道底部，沖刷面明顯，常見泥礫。

（3）板狀交錯層理細砂巖相（Sp）。巖性以細砂巖為主，發育板狀交錯層理，紋層與層系界面斜交，但層系界面為平面且彼此平行［圖3（c）］，該巖相是在較高能條件下河道發生側向遷移，是河道砂體側向加積形成的產物。

（4）平行層理細砂巖相（Sh）。巖性主要為細砂巖，見少量粉砂巖，發育平行層理［圖3（d）］，常見于水動力較強的分流河道中、下部，是水淺流急條件下的產物。

（5）水平層理粉砂巖相（Fi）。主要由具有紋層狀水平層理的粉砂巖組成，粉砂巖中常夾黑色泥巖條帶［圖3（e）］，反映河道廢棄，是低能、穩定水動力條件下懸浮物質卸載形成的產物。

（6）沙紋層理粉砂巖相（Fr）。巖性主要為粉砂巖和泥質粉砂巖，發育小型沙紋，紋層向上傾斜［圖3（f）］，向下收斂，反映水流向前遷移并向上增長，常形成于水動力較弱的水下分流河道上部或河道側翼。

圖3 高陽地區沙一下亞段淺水三角洲前緣巖相類型（a）灰色中細砂巖，頂、底部各發育一沖刷面，含灰綠色泥礫，中部為平行層理，G33，2 765.22～2 765.42 m；（b）灰色粉砂巖，槽狀交錯層理，G32，2 570.70～2 570.98 m；（c）灰色粉細砂巖，板狀交錯層理，G20，2 608.83～2 609.07 m；（d）灰白色細砂巖，底部可見定向排列的泥礫，平行層理，G43，2 993.60～2 993.90 m；（e）灰色粉砂巖，水平層理，見炭屑，G35，2 502.31～2 502.47 m；（f）灰色泥質粉砂巖，小型沙紋，底部為小型沖刷面，見蟲孔，XL109，3 133.80～3 133.92 m；（g）灰色粉細砂巖，包卷層理，G27，2 689.55～2 689.72 m；（h）灰白色粉砂巖，球枕構造，Y66，2 736.60～2 736.80 m；（i）灰色泥質粉砂巖，砂泥互層，波狀層理，G101，2 420.04～2 420.14 m；（j）泥質粉砂巖，紅、綠色泥質條帶，透鏡狀層理，Y68，2 711.15～2 711.25 m；（k）淺灰色泥質粉砂巖，脈狀層理，見蟲孔，頂部為粉砂巖與灰綠色泥巖突變面，G44，2 312.43～2 312.63 m；（l）紅褐色泥巖，含生物介殼，G27，2 688.00～2 688.05 m；（m）灰綠色泥巖，可見植物炭屑，G29，2 591.45～2 591.47 mFig.3 Lithofacies types of shallow water delta front of Es1X in Gaoyang area

（7）變形層理粉砂巖相（Ff）。巖性以粉砂巖為主，發育負載構造、包卷層理、球枕構造［圖3（g）—（h）］，是沉積砂體在固結成巖之前，由于塑性變形形成，反映巖相差異，具有砂質碎屑流特征，常見于水下分流河道中上部。

（8）復合層理粉砂巖相（Fc）。巖性以粉砂巖、泥巖為主，見少量細砂巖，發育波狀層理、透鏡狀層理和脈狀層理（統稱復合層理），反映沉積時水流活動期和停滯期交替出現，砂泥間互沉積，在活動期，砂呈波狀沉積，泥保持懸浮狀態，在停滯期，水體安靜，懸浮的泥沉積于波谷或全面覆蓋在波狀起伏的砂層上，泥巖呈波狀、透鏡狀、脈狀［圖3（i）—（k）］。此種巖相主要形成于水下分流河道上部。

（9）泥巖相（M）。巖性以深灰色、紫紅色、灰綠色泥巖為主［圖3（l）—（m）］，夾雜砂質條帶、炭屑，整體呈層狀或塊狀，為低能靜水條件下懸浮細粒沉積物沉降形成［28］，屬于河道廢棄或水下分流間灣等沉積。

2.2 測井相標志

通過對比高陽地區沙一下亞段取心井段巖性和電性特征，根據測井曲線的形態、幅度，將研究區沙一下亞段測井相劃分為箱形、鐘形、指形、漏斗形及平直形5 種類型。

（1）箱形。自然電位曲線平緩、低幅、局部齒化，相對于圍巖呈箱形，曲線頂底均為突變接觸，略顯下粗上細正韻律特征［圖4（a）］。對應的砂體較厚，一般大于5 m，以細砂巖為主，反映沉積過程中物源充足，代表水下分流河道等水動力較強的沉積環境。

（2）鐘形。自然電位曲線負異常，曲線值具有下小上大特征，頂部漸變，底部突變，砂體下粗上細，為典型正韻律特征［圖4（b）］，是水動力逐漸減弱、物源供給逐漸減少的表現，說明在三角洲前緣水下河道沉積后，其上細粒沉積物逐漸增多，逐漸被水下分流間灣等低能沉積物覆蓋。

（3）漏斗形。自然電位曲線表現為頂部高幅、下部低幅形態，與鐘形剛好相反，曲線值下大上小，頂部突變、底部漸變［圖4（c）］。此類曲線下部對應泥巖或粉砂巖，上部為細砂巖，表現為向上變粗的反韻律特征，說明沉積時水動力逐漸增強，反映沉積物逐漸前積或順流加積的沉積環境［29］，一般代表三角洲前緣河口壩沉積。

（4）指形。自然電位曲線表現為尖峰或較圓滑的指狀形態，曲線幅度變化較大，砂巖段曲線表現為中低值，泥巖段為高值，砂巖頂底都為突變接觸［圖4（d）］。此種曲線特征對應于砂泥薄互層，砂巖主要為粉砂巖、泥質粉砂巖，少量細砂巖，砂體厚度較薄，單層厚度一般小于3 m，指狀形態說明砂體供應不足，反映弱水動力環境，一般代表席狀砂沉積。

（5）平直形。自然電位曲線平直、光滑、高值［圖4（e）］，反映大段泥巖連續穩定沉積，砂體不發育，屬于低能靜水沉積環境，是水下分流間灣沉積。

圖4 高陽地區沙一下亞段淺水三角洲前緣測井相標志Fig.4 Logging facies of shallow water delta front of Es1X in Gaoyang area

2.3 地震相標志

蠡縣斜坡高陽地區沙一下亞段沉積時期，地形平坦，坡度較小，沒有明顯的坡折帶，砂體在平緩的斜坡上大面積分布，橫向連片，縱向疊置，在淺水條件下，水動力較強，河流攜帶的碎屑物質可以向湖盆中心方向推進很遠［30］，在平面上形成扇狀或垛狀地貌體系，沿砂組提取振幅切片，可見振幅分帶現象明顯［圖5（a）—（b）］，反映淺水三角洲前緣分期次向湖區推進。依據地震沉積學原理，地震振幅強度與砂體分布密切相關［31］，振幅能量越強，砂體越發育，厚度也越大，可依據地震振幅特征分析不同小層沉積時三角洲前緣砂體發育規律和展布形態，借此判斷沉積相態。平面上振幅能量由西南往東北逐漸變弱，說明砂體逐漸往北東方向前積，在前積方向上厚度越來越薄，如在G29 井附近振幅能量表現出紅色高值特征，自然電位曲線表現為箱形、鐘形及寬指形［圖5（c）］，解釋為水下分流河道、河口壩等微相，統計巖性發現該井在沙一下亞段砂地比為86.5%，砂體厚度為35 m；南東方向G23 井振幅能量較弱，淺綠色，自然電位曲線較為平直［圖5（d）］，局部呈指形，多發育水下分流間灣微相，巖性分析發現該井在沙一下亞段砂體不發育，砂地比為37.8%，砂體厚度為15 m。

淺水三角洲在地震剖面上很難找到吉爾伯特式經典三角洲的“三層結構”［32］，不存在明顯的頂積層、側積層和底積層。研究區坡度較緩，主要發育淺水三角洲前緣沉積，對比分析地震剖面反射形態，發現在順物源方向上地震相具有2 種前積反射特征（圖6），小型疊瓦狀前積和隱性前積。

圖5 高陽地區G29 井區沙一下亞段振幅切片及測井相Fig.5 Amplitude slices and logging facies of Es1X in well area G29 in Gaoyang area

（1）小型疊瓦狀前積地震相。選取過G104 井的地震剖面［圖6（a）］，可以看出前積反射特征明顯，物源方向來自南西方向，向北東方向的湖盆中央前積，剖面中小型疊瓦狀前積由一組傾角十分平緩的同相軸構成，同相軸變振幅、亞平行、不連續，發生定向的微小錯斷，該傾斜同相軸的上傾端和下傾端分別與上覆層和下伏層具頂超和下超接觸關系［33］。G104 井在沙一下亞段表現為中強振幅、弱連續性、低角度的前積反射特征，在對應的巖性剖面上，發育多套水下分流河道砂體，砂體以細砂巖為主，測井響應為箱形和鐘形，反映近源淺水特征及強水動力沉積環境。

圖6 高陽地區小型疊瓦狀前積（a）和隱性前積（b）特征Fig.6 Features of small scale imbricated progradation（a）and sub-clinoformal（b）in Gaoyang area

（2）隱性前積地震相。當湖盆不斷萎縮、水體逐漸變淺時，疊瓦狀前積逐漸消失，地震同相軸逐漸演變為斷斷續續、亞平行、振幅變化快等反射特征，該反射實際上屬于小角度的前積反射，但由于地震分辨率的限制，識別困難，需結合地層切片、單井資料和沉積演化模式才能確定，故將此類定義為隱性前積地震相［34］。通過過G30-34 井的地震剖面可以看出［圖6（b）］，隱性前積表現為變振幅－弱振幅、不連續、亞平行等反射特征，反映沉積時水深較淺，分流河道改道、分叉、廢棄頻繁。結合G30-34井的測井相，發現隱性前積對應發育多套小型水下分流河道和廢棄河道，錄井巖性為細砂巖、粉砂巖，測井曲線表現為齒化箱型和指形，反映湖盆萎縮階段水體進一步變淺，可容空間逐漸變小。

3 沉積微相特征

3.1 沉積微相類型

根據巖心相、測井相和地震相綜合分析，認為高陽地區淺水三角洲前緣主要發育水下分流河道、河口壩、席狀砂、水下分流間灣等微相（圖7）。

（1）水下分流河道。水下分流河道是三角洲平原分流河道在水下的延伸部分［35］，作為淺水三角洲前緣主要的微相類型，通常由一條主干河道和眾多次級河道組成［36］，呈樹枝狀向湖（海）方向發散，研究區水下分流河道穩定性差，改道、分叉、遷移頻繁，巖性以細砂巖為主，底部發育中砂巖、不等粒砂巖，向上粒度逐漸變細，粉砂質、泥質含量增加，整體表現為正韻律特征，測井曲線形態以鐘形和箱形為主［參見圖4（a）—（b）］。水下分流河道砂體沉積構造多樣，底部常見較平整沖刷面，其上發育含泥礫細砂巖相（Sg），其中泥礫大小混雜、磨圓度較好、定向排列，反映河流滯留沉積，向上見槽狀交錯層理細砂巖相（St）、板狀交錯層理細砂巖相（Sp）、小型沙紋層理粉砂巖相（Fr）、平行層理粉砂巖相（Sh）。水下分流河道砂體下部常見動植物碎片和生物擾動痕跡，上部發育細粒沉積物，偶見小型變形層理粉砂巖相（Ff）和微波狀層理粉砂巖相（Fc），反映水體能量逐漸減弱。

（2）河口壩。研究區斜坡平緩，河流入湖后水流分散，流速降低，大量砂質物質在河口處沉積下來形成河口壩，河口壩砂體作為三角洲前緣重要的砂體類型，巖性自下而上表現為泥質粉砂巖—粉砂巖—細砂巖，整體上具有向上變粗的反韻律特征［參見圖4（c）］，測井曲線形態以齒狀漏斗形為主。河口壩砂體沉積構造較為簡單，底部泥質粉砂巖多含泥質夾層，見波狀層理，向上變為粉砂巖，發育沙紋層理粉砂巖相（Fr），再往上砂質含量逐漸增多，以細砂巖為主，砂質純凈，分選較好，發育板狀交錯層理細砂巖相（Sp）和平行層理細砂巖相（Sh），反映沉積過程中水動力逐漸增強。

（3）席狀砂。席狀砂是水下分流河道或河口壩受到波浪或岸流的改造而重新分布形成［37］。研究區沙一下亞段整體處于坡緩水淺、遠物源、低能量的緩慢沉降環境中，在三角洲前緣邊部形成環帶狀分布的席狀砂，巖性以粉砂巖、泥質粉砂巖為主，測井曲線呈低幅指形或小型齒狀漏斗形［參見圖4（d）］。席狀砂厚度較薄，內部常見水平層理、小型交錯層理、變形層理和沙紋層理，反映水動力較弱。

圖7 G30 井沙一下亞段典型沉積微相Fig.7 Typical sedimentary microfacies of Es1X in well G30

（4）水下分流間灣。水下分流間灣發育于水下分流河道間的低洼地帶［38］，巖性一般由暗色泥巖、粉砂質泥巖組成，常見植物碎屑和少量葉片、根莖化石，均質韻律，測井曲線呈平直微齒狀［參見圖4（e）］，反映沉積過程中水動力相對較弱。

3.2 沉積微相分布特征

依據地層巖性特征及旋回特征將沙一下亞段細分為Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ等3 套砂層，分別對應早、中、晚三期，統計砂體分布規律，分析高陽地區沙一下亞段淺水三角洲前緣在平面上的分布特征（圖8）。

圖8 高陽地區沙一下亞段早期（a）、中期（b）、晚期（c）沉積相平面展布圖Fig.8 Lateral distribution of sedimentary facies of the early period（a），the middle period（b）and the late period（c）of Es1X in Gaoyang area

在沙一下亞段沉積早期［圖8（a）］，區域構造抬升，局部出現剝蝕夷平，研究區湖水水位較淺，整體處于低位域。水下分流河道砂體發育，在研究區北部雁113、雁22 井區發育2 條規模較小的水下分流河道，南北走向，河道延伸較近；在研究區西部，存在多條水下分流河道，北西走向，在順物源方向上，水下分流河道呈樹枝狀向湖區分級發散，延伸較遠，在平面上多個單河道匯聚成連片狀復合河道，河道整體寬度變大，縱向上單砂體厚度為2.5～15.0 m，越靠近西部物源區，水下分流河道砂體厚度越大；在研究區西南部發育2 條呈條帶狀展布的水下分流河道，在河道下游南東方向有匯聚的趨勢。沙一下亞段沉積早期，水下分流河道改道能力較強，造成河口壩、席狀砂沉積較少，基本不發育，在研究區西南部及中部零星區域發育水下分流間灣沉積。

沙一下亞段沉積中期［圖8（b）］，地層不斷抬升，湖盆水淺，水下分流河道砂體向湖盆方向發生大規模進積，河道的整體形態與早期相似，河道下游寬度逐漸變大，延伸較遠。在研究區北部，物源供給充足，早期獨立的2 條水下分流河道連片分布，河道規模也較早期變大；在研究區西部，河流萎縮，注入量減少，攜砂能力減弱，水下分流河道砂體厚度為3～10 m，平均為5.5 m，水下分流間灣發育，在河口區河口壩零星發育；在研究區西南部，發育規模較大的水下分流河道復合砂體，河流能量強，反復發生決口、改道、分叉，不穩定性增加，大量砂質沉積物不能發生大規模卸載［39］，而是不斷向湖盆更深處進積，河口壩砂體保存較差，不甚發育。沙一下亞段沉積中期，整體上水下分流河道遷移、改道能力變強，不穩定性增加，河道規模變大，呈大規模的連片分布，水下分流間灣分布范圍較小，河口壩集中分布在西部區域。

沙一下亞段沉積末期［圖8（c）］，發生大規模湖侵，湖水水位上漲，三角洲前緣砂體有向物源方向退積的趨勢。在研究區北部和西部，水下分流河道規模變小，呈窄條狀分布，水下分流間灣分布范圍較廣；在西南部，物源供給有限，水下分流河道砂體厚度變化較大，砂厚為2.5～12.5 m，平均為5.5 m，在河道間發育水下分流間灣泥巖，分布范圍較大。在沙一下亞段沉積末期，北部、西部和南西方向河流攜砂能力有限，水下分流河道砂體分布范圍減小，水下分流間灣面積較大，因河流水動力較弱，砂體在河口區卸載，河口壩較發育。同時受湖浪的沖刷作用，在三角洲前緣與濱淺湖亞相過渡處形成環帶狀的席狀砂，研究區中東部基本進入濱淺湖環境，三角洲前緣亞相不發育。

4 沉積模式

蠡縣斜坡高陽地區沙一下亞段沉積時期構造穩定，自下而上整體表現為水進過程，在水進背景下又出現多次小規模的水退，水進水退變化控制湖平面升降，從而影響三角洲前緣砂體的分布和形態［40］。當湖平面下降（或上升）時，淺水三角洲前緣向湖心（或湖岸）方向遷移，引起相帶在規模上的擴大或減小。通過綜合分析沙一下亞段的沉積特征和砂體展布規律，認為研究區存在湖盆萎縮期、湖盆擴張期2 種淺水三角洲前緣沉積模式（圖9）。

沙一下亞段沉積早期和中期，湖平面下降，水體變淺，湖盆處于萎縮期，可容納空間變小，由于湖浪作用較弱，三角洲攜帶的沉積物沿著一條或幾條相對較窄的優勢通道快速向湖盆中心推進，形成長條形指狀或帶狀水下分流河道，在水下分流河道間多沉積紫紅色或暗色、灰色泥巖。在湖盆萎縮期，河流能量強，攜帶充足的碎屑物質可將三角洲前緣推進很遠，在三維地震剖面上主要表現為小型疊瓦狀前積。同時由于水下分流河道延伸較遠，分叉改道頻繁，三角洲前緣河口壩、席狀砂不發育，只在河道的遠端部位，因水體能量弱，發育小范圍席狀砂。此種模式下水下分流河道作為淺水三角洲前緣骨架砂體，平面上呈網狀或樹枝狀，縱向上不同期次單河道砂體相互切割疊置，形成厚度差異性較大的復合砂體，砂體巖性以細砂巖為主，發育多種牽引流成因的沉積構造，如河道沖刷面、交錯層理、平行層理和礫石定向排列等，同時可見植物莖干、炭屑，正韻律特征明顯。

沙一下亞段沉積后期，湖平面上升，湖盆處于擴張期，河流入湖動力較弱，物源供給不足，沉積物逐漸向湖岸方向退積，因湖浪作用較強，水下分流河道改道、分叉，在平面上呈帶狀或指狀，砂體斷續發育，可追蹤對比性差，在地震剖面上表現為隱性前積。湖盆擴張期，河流能量較弱，攜帶的沉積物容易在河道分流處卸載堆積形成河口壩，平面上呈透鏡狀、新月狀。同時，由于河道下切能力減弱，在河道間，水下分流間灣發育，巖性以灰色、深灰色泥巖為主，夾有薄層灰色粉砂巖、泥質粉砂巖。此種模式三角洲前緣的河口壩、水下分流河道等砂體均發生不同程度的席狀砂化，砂體具有厚度小、粒度細、薄而廣的特征。

圖9 高陽地區沙一下亞段淺水三角洲前緣沉積模式Fig.9 Sedimentary model of shallow water delta front of Es1X in Gaoyang area

5 結論

（1）蠡縣斜坡高陽地區沙一下亞段屬于淺水三角洲前緣沉積，巖性主要為細砂巖、粉砂巖、泥巖，可劃分出9 種巖相類型；測井曲線上有箱形、鐘形、指形、漏斗形及平直形等5 種形態；順物源方向上，淺水三角洲前緣砂體分期次向湖區推進，表現為小型疊瓦狀前積、隱性前積等2種地震反射特征。

（2）蠡縣斜坡高陽地區淺水三角洲前緣主要發育水下分流河道、河口壩、席狀砂、水下分流間灣等4 種微相。平面上，沙一下亞段沉積展布及演化特征受湖平面升降控制，早期主要發育條帶狀水下分流河道微相；中期湖水繼續下降，三角洲前緣砂體向湖盆方向進積，水下分流河道規模變大，連片分布，西部零星發育河口壩；末期湖水上升，三角洲前緣向湖岸方向退積，水下分流河道范圍減小，水下分流間灣范圍較大，河口壩發育，且出現不同程度的席狀砂化。

（3）在沉積相分析的基礎上，建立湖盆萎縮期和擴張期2 種淺水三角洲前緣沉積模式，前者發育在沙一下亞段沉積早、中期，湖水下降，水下分流河道發育，呈樹枝狀或網狀，后者主要發育在沙一下亞段沉積晚期，湖水上升，水下分流河道呈指狀或帶狀，河口壩和席狀砂發育。