蠡县斜坡高阳地区沙一下亚段浅水三角洲前缘沉积特征及模式

薛 辉，韩春元，肖博雅，王 芳，李 玲

（中国石油华北油田分公司勘探开发研究院，河北任丘062550）

0 引言

浅水三角洲通常是指河流进入水体较浅，构造相对稳定的台地、陆表海、大陆架或地形平缓、基底缓慢沉降的湖盆时，在盆地缓坡上形成的一种特殊类型三角洲［1-5］，同传统三角洲一样，浅水三角洲储盖组合良好，油气成藏条件优越［6］，是寻找岩性油气藏的重要领域［7-9］，目前在中国松辽盆地［10］、渤海湾盆地［11-12］、鄂尔多斯盆地［13］、准噶尔盆地［14］中、新生代地层中均发现浅水三角洲沉积，并形成了规模较大的油气储集体［15］。浅水三角洲前缘砂体纵向叠置、横向连片，储集物性优越，油气赋存量巨大［16］，是有利的油气勘探区域。因此，深入开展浅水三角洲前缘砂体沉积特征研究，探讨砂体发育类型与分布规律，分析砂体演化规律和沉积模式，对后期油气田勘探与开发具有重要意义。

古近系沙河街组沙一下亚段作为蠡县斜坡主要含油层系，有关其沉积体系的研究成果众多，杨帆等［17］认为蠡县斜坡在沙一下亚段沉积时期地形坡度平缓，气候干旱炎热，湖平面动荡频繁，属于浅水三角洲沉积；罗彩珍等［18］认为蠡县斜坡沙一下亚段为退积型大型扇三角洲沉积，局部受洪水或其他诱发因素（如地震）影响，发育滑塌沉积；陈骥等［19］认为蠡县斜坡沙一下亚段主要发育辫状河三角洲和湖泊沉积；崔周旗等［20］认为蠡县斜坡沙一下亚段主要发育“浅水型”三角洲及滨浅湖滩坝沉积。前人的研究多集中在斜坡北部，对中南部高阳地区研究相对较少，对高阳地区沙一下亚段沉积微相类型、分布规律和沉积模式的研究更是少见，严重制约着该区勘探开发进程。因此，笔者通过对高阳地区沙一下亚段岩心精细观察，结合三维地震、测井、录井资料，分析该区浅水三角洲前缘砂体岩心相、测井相和地震相特征，明确浅水三角洲前缘沉积微相类型和分布规律，建立浅水三角洲前缘砂体沉积模式，以期为该区下一步油气勘探提供地质依据。

1 地质概况

蠡县斜坡位于渤海湾盆地冀中坳陷西部，是在中、上元古界基底上发育起来的一个大型宽缓继承性斜坡［21］，斜坡勘探面积约为2 000 km2，整体呈北东走向，具有西抬东倾、北高南低的构造特征。受控坡断裂影响，斜坡南北分区［22］，北部为构造坡折型沉积斜坡，南部为宽缓单斜型沉积斜坡。高阳地区位于蠡县斜坡中南部（图1），区内构造相对简单，断层不发育，主要发育高阳、大白尺2 条大型北东－南西向正断层和次一级小型正断层，受地层继承性沉降及差异压实作用的影响，在蠡县斜坡上还发育一系列北西向展布的低缓鼻状构造，向东逐渐侵没于洼槽区。高阳地区斜坡平缓，坡度为3°～5°，坡降为1～3 m/km，各层间构造形态基本一致，面貌简单，为典型的缓坡特征。

刘君龙等［23］研究表明，高阳地区在沙一下亚段经历湖盆萎缩和扩张2 个时期，在沙一下亚段沉积早期，属于湖盆萎缩期，地形相对平坦，气候温暖湿润，水体较浅，具备形成浅水三角洲的条件，早期沉积了一套灰色砂岩和灰、红间互的泥岩地层；沙一下亚段沉积中晚期，经历古近纪以来最大规模的湖侵，湖盆范围广阔，发育一套深灰色泥岩、油页岩、湖相碳酸盐岩等岩性组合［24］，其间还经历多次涨缩，持续时间较短。依据Vail［25］经典层序地层学分析方法，认为沙一下亚段主要发育湖退和湖侵体系域，在三级层序内部又可细分出3 个四级层序（SSC1—SSC3），分别对应Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ等3 个砂组（图2），在湖退体系域（SSC1，SSC2），砂质含量相对较高，自然电位曲线以箱型、钟型为主；在湖侵体系域（SSC3），泥质含量增加，砂泥薄互层，自然电位曲线表现为锯齿状。蠡县斜坡高阳地区在沙一下亚段沉积时期以浅水三角洲前缘沉积为主，西南部主物源与西部和北部次要物源携带大量沉积物不断向湖盆中心方向进积，在斜坡上形成广覆式分布砂体，以细砂岩、粉砂岩为主，纵向上砂体粒度由粗变细，具有正旋回特征，反映沉积水体不断变深。

2 沉积相标志

通过对蠡县斜坡高阳地区38 口井636 m 岩心的精细观察，在单井相分析的基础上，结合地震相，明确高阳地区沙一下亚段浅水三角洲前缘沉积相标志。

2.1 岩相标志

岩相反映沉积体形成的水动力条件、搬运方式及沉积机制等［26］，是研究沉积相的基础［27］。高阳地区沙一下亚段岩石类型多样，沉积构造丰富，根据岩性、粒度、沉积构造、分选、古生物等特征，共识别划分出9 种岩相类型。

（1）含泥砾细砂岩相（Sg）。由含泥砾的细砂岩组成，泥砾大小不一，呈棱角状—次棱角状，多沿层定向排列，常与冲刷面伴生［图3（a）］，为河道底部滞留沉积，是单向水流条件下，河道侵蚀河岸或河底的泥岩快速堆积而成。

（2）槽状交错层理细砂岩相（St）。在细砂岩中发育槽状交错层理，纹层与层系界面斜交［图3（b）］，是高能水流条件下河道下切并快速充填的产物，多发育在水下分流河道底部，冲刷面明显，常见泥砾。

（3）板状交错层理细砂岩相（Sp）。岩性以细砂岩为主，发育板状交错层理，纹层与层系界面斜交，但层系界面为平面且彼此平行［图3（c）］，该岩相是在较高能条件下河道发生侧向迁移，是河道砂体侧向加积形成的产物。

（4）平行层理细砂岩相（Sh）。岩性主要为细砂岩，见少量粉砂岩，发育平行层理［图3（d）］，常见于水动力较强的分流河道中、下部，是水浅流急条件下的产物。

（5）水平层理粉砂岩相（Fi）。主要由具有纹层状水平层理的粉砂岩组成，粉砂岩中常夹黑色泥岩条带［图3（e）］，反映河道废弃，是低能、稳定水动力条件下悬浮物质卸载形成的产物。

（6）沙纹层理粉砂岩相（Fr）。岩性主要为粉砂岩和泥质粉砂岩，发育小型沙纹，纹层向上倾斜［图3（f）］，向下收敛，反映水流向前迁移并向上增长，常形成于水动力较弱的水下分流河道上部或河道侧翼。

图3 高阳地区沙一下亚段浅水三角洲前缘岩相类型（a）灰色中细砂岩，顶、底部各发育一冲刷面，含灰绿色泥砾，中部为平行层理，G33，2 765.22～2 765.42 m；（b）灰色粉砂岩，槽状交错层理，G32，2 570.70～2 570.98 m；（c）灰色粉细砂岩，板状交错层理，G20，2 608.83～2 609.07 m；（d）灰白色细砂岩，底部可见定向排列的泥砾，平行层理，G43，2 993.60～2 993.90 m；（e）灰色粉砂岩，水平层理，见炭屑，G35，2 502.31～2 502.47 m；（f）灰色泥质粉砂岩，小型沙纹，底部为小型冲刷面，见虫孔，XL109，3 133.80～3 133.92 m；（g）灰色粉细砂岩，包卷层理，G27，2 689.55～2 689.72 m；（h）灰白色粉砂岩，球枕构造，Y66，2 736.60～2 736.80 m；（i）灰色泥质粉砂岩，砂泥互层，波状层理，G101，2 420.04～2 420.14 m；（j）泥质粉砂岩，红、绿色泥质条带，透镜状层理，Y68，2 711.15～2 711.25 m；（k）浅灰色泥质粉砂岩，脉状层理，见虫孔，顶部为粉砂岩与灰绿色泥岩突变面，G44，2 312.43～2 312.63 m；（l）红褐色泥岩，含生物介壳，G27，2 688.00～2 688.05 m；（m）灰绿色泥岩，可见植物炭屑，G29，2 591.45～2 591.47 mFig.3 Lithofacies types of shallow water delta front of Es1X in Gaoyang area

（7）变形层理粉砂岩相（Ff）。岩性以粉砂岩为主，发育负载构造、包卷层理、球枕构造［图3（g）—（h）］，是沉积砂体在固结成岩之前，由于塑性变形形成，反映岩相差异，具有砂质碎屑流特征，常见于水下分流河道中上部。

（8）复合层理粉砂岩相（Fc）。岩性以粉砂岩、泥岩为主，见少量细砂岩，发育波状层理、透镜状层理和脉状层理（统称复合层理），反映沉积时水流活动期和停滞期交替出现，砂泥间互沉积，在活动期，砂呈波状沉积，泥保持悬浮状态，在停滞期，水体安静，悬浮的泥沉积于波谷或全面覆盖在波状起伏的砂层上，泥岩呈波状、透镜状、脉状［图3（i）—（k）］。此种岩相主要形成于水下分流河道上部。

（9）泥岩相（M）。岩性以深灰色、紫红色、灰绿色泥岩为主［图3（l）—（m）］，夹杂砂质条带、炭屑，整体呈层状或块状，为低能静水条件下悬浮细粒沉积物沉降形成［28］，属于河道废弃或水下分流间湾等沉积。

2.2 测井相标志

通过对比高阳地区沙一下亚段取心井段岩性和电性特征，根据测井曲线的形态、幅度，将研究区沙一下亚段测井相划分为箱形、钟形、指形、漏斗形及平直形5 种类型。

（1）箱形。自然电位曲线平缓、低幅、局部齿化，相对于围岩呈箱形，曲线顶底均为突变接触，略显下粗上细正韵律特征［图4（a）］。对应的砂体较厚，一般大于5 m，以细砂岩为主，反映沉积过程中物源充足，代表水下分流河道等水动力较强的沉积环境。

（2）钟形。自然电位曲线负异常，曲线值具有下小上大特征，顶部渐变，底部突变，砂体下粗上细，为典型正韵律特征［图4（b）］，是水动力逐渐减弱、物源供给逐渐减少的表现，说明在三角洲前缘水下河道沉积后，其上细粒沉积物逐渐增多，逐渐被水下分流间湾等低能沉积物覆盖。

（3）漏斗形。自然电位曲线表现为顶部高幅、下部低幅形态，与钟形刚好相反，曲线值下大上小，顶部突变、底部渐变［图4（c）］。此类曲线下部对应泥岩或粉砂岩，上部为细砂岩，表现为向上变粗的反韵律特征，说明沉积时水动力逐渐增强，反映沉积物逐渐前积或顺流加积的沉积环境［29］，一般代表三角洲前缘河口坝沉积。

（4）指形。自然电位曲线表现为尖峰或较圆滑的指状形态，曲线幅度变化较大，砂岩段曲线表现为中低值，泥岩段为高值，砂岩顶底都为突变接触［图4（d）］。此种曲线特征对应于砂泥薄互层，砂岩主要为粉砂岩、泥质粉砂岩，少量细砂岩，砂体厚度较薄，单层厚度一般小于3 m，指状形态说明砂体供应不足，反映弱水动力环境，一般代表席状砂沉积。

（5）平直形。自然电位曲线平直、光滑、高值［图4（e）］，反映大段泥岩连续稳定沉积，砂体不发育，属于低能静水沉积环境，是水下分流间湾沉积。

图4 高阳地区沙一下亚段浅水三角洲前缘测井相标志Fig.4 Logging facies of shallow water delta front of Es1X in Gaoyang area

2.3 地震相标志

蠡县斜坡高阳地区沙一下亚段沉积时期，地形平坦，坡度较小，没有明显的坡折带，砂体在平缓的斜坡上大面积分布，横向连片，纵向叠置，在浅水条件下，水动力较强，河流携带的碎屑物质可以向湖盆中心方向推进很远［30］，在平面上形成扇状或垛状地貌体系，沿砂组提取振幅切片，可见振幅分带现象明显［图5（a）—（b）］，反映浅水三角洲前缘分期次向湖区推进。依据地震沉积学原理，地震振幅强度与砂体分布密切相关［31］，振幅能量越强，砂体越发育，厚度也越大，可依据地震振幅特征分析不同小层沉积时三角洲前缘砂体发育规律和展布形态，借此判断沉积相态。平面上振幅能量由西南往东北逐渐变弱，说明砂体逐渐往北东方向前积，在前积方向上厚度越来越薄，如在G29 井附近振幅能量表现出红色高值特征，自然电位曲线表现为箱形、钟形及宽指形［图5（c）］，解释为水下分流河道、河口坝等微相，统计岩性发现该井在沙一下亚段砂地比为86.5%，砂体厚度为35 m；南东方向G23 井振幅能量较弱，浅绿色，自然电位曲线较为平直［图5（d）］，局部呈指形，多发育水下分流间湾微相，岩性分析发现该井在沙一下亚段砂体不发育，砂地比为37.8%，砂体厚度为15 m。

浅水三角洲在地震剖面上很难找到吉尔伯特式经典三角洲的“三层结构”［32］，不存在明显的顶积层、侧积层和底积层。研究区坡度较缓，主要发育浅水三角洲前缘沉积，对比分析地震剖面反射形态，发现在顺物源方向上地震相具有2 种前积反射特征（图6），小型叠瓦状前积和隐性前积。

图5 高阳地区G29 井区沙一下亚段振幅切片及测井相Fig.5 Amplitude slices and logging facies of Es1X in well area G29 in Gaoyang area

（1）小型叠瓦状前积地震相。选取过G104 井的地震剖面［图6（a）］，可以看出前积反射特征明显，物源方向来自南西方向，向北东方向的湖盆中央前积，剖面中小型叠瓦状前积由一组倾角十分平缓的同相轴构成，同相轴变振幅、亚平行、不连续，发生定向的微小错断，该倾斜同相轴的上倾端和下倾端分别与上覆层和下伏层具顶超和下超接触关系［33］。G104 井在沙一下亚段表现为中强振幅、弱连续性、低角度的前积反射特征，在对应的岩性剖面上，发育多套水下分流河道砂体，砂体以细砂岩为主，测井响应为箱形和钟形，反映近源浅水特征及强水动力沉积环境。

图6 高阳地区小型叠瓦状前积（a）和隐性前积（b）特征Fig.6 Features of small scale imbricated progradation（a）and sub-clinoformal（b）in Gaoyang area

（2）隐性前积地震相。当湖盆不断萎缩、水体逐渐变浅时，叠瓦状前积逐渐消失，地震同相轴逐渐演变为断断续续、亚平行、振幅变化快等反射特征，该反射实际上属于小角度的前积反射，但由于地震分辨率的限制，识别困难，需结合地层切片、单井资料和沉积演化模式才能确定，故将此类定义为隐性前积地震相［34］。通过过G30-34 井的地震剖面可以看出［图6（b）］，隐性前积表现为变振幅－弱振幅、不连续、亚平行等反射特征，反映沉积时水深较浅，分流河道改道、分叉、废弃频繁。结合G30-34井的测井相，发现隐性前积对应发育多套小型水下分流河道和废弃河道，录井岩性为细砂岩、粉砂岩，测井曲线表现为齿化箱型和指形，反映湖盆萎缩阶段水体进一步变浅，可容空间逐渐变小。

3 沉积微相特征

3.1 沉积微相类型

根据岩心相、测井相和地震相综合分析，认为高阳地区浅水三角洲前缘主要发育水下分流河道、河口坝、席状砂、水下分流间湾等微相（图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］，作为浅水三角洲前缘主要的微相类型，通常由一条主干河道和众多次级河道组成［36］，呈树枝状向湖（海）方向发散，研究区水下分流河道稳定性差，改道、分叉、迁移频繁，岩性以细砂岩为主，底部发育中砂岩、不等粒砂岩，向上粒度逐渐变细，粉砂质、泥质含量增加，整体表现为正韵律特征，测井曲线形态以钟形和箱形为主［参见图4（a）—（b）］。水下分流河道砂体沉积构造多样，底部常见较平整冲刷面，其上发育含泥砾细砂岩相（Sg），其中泥砾大小混杂、磨圆度较好、定向排列，反映河流滞留沉积，向上见槽状交错层理细砂岩相（St）、板状交错层理细砂岩相（Sp）、小型沙纹层理粉砂岩相（Fr）、平行层理粉砂岩相（Sh）。水下分流河道砂体下部常见动植物碎片和生物扰动痕迹，上部发育细粒沉积物，偶见小型变形层理粉砂岩相（Ff）和微波状层理粉砂岩相（Fc），反映水体能量逐渐减弱。

（2）河口坝。研究区斜坡平缓，河流入湖后水流分散，流速降低，大量砂质物质在河口处沉积下来形成河口坝，河口坝砂体作为三角洲前缘重要的砂体类型，岩性自下而上表现为泥质粉砂岩—粉砂岩—细砂岩，整体上具有向上变粗的反韵律特征［参见图4（c）］，测井曲线形态以齿状漏斗形为主。河口坝砂体沉积构造较为简单，底部泥质粉砂岩多含泥质夹层，见波状层理，向上变为粉砂岩，发育沙纹层理粉砂岩相（Fr），再往上砂质含量逐渐增多，以细砂岩为主，砂质纯净，分选较好，发育板状交错层理细砂岩相（Sp）和平行层理细砂岩相（Sh），反映沉积过程中水动力逐渐增强。

（3）席状砂。席状砂是水下分流河道或河口坝受到波浪或岸流的改造而重新分布形成［37］。研究区沙一下亚段整体处于坡缓水浅、远物源、低能量的缓慢沉降环境中，在三角洲前缘边部形成环带状分布的席状砂，岩性以粉砂岩、泥质粉砂岩为主，测井曲线呈低幅指形或小型齿状漏斗形［参见图4（d）］。席状砂厚度较薄，内部常见水平层理、小型交错层理、变形层理和沙纹层理，反映水动力较弱。

图7 G30 井沙一下亚段典型沉积微相Fig.7 Typical sedimentary microfacies of Es1X in well G30

（4）水下分流间湾。水下分流间湾发育于水下分流河道间的低洼地带［38］，岩性一般由暗色泥岩、粉砂质泥岩组成，常见植物碎屑和少量叶片、根茎化石，均质韵律，测井曲线呈平直微齿状［参见图4（e）］，反映沉积过程中水动力相对较弱。

3.2 沉积微相分布特征

依据地层岩性特征及旋回特征将沙一下亚段细分为Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ等3 套砂层，分别对应早、中、晚三期，统计砂体分布规律，分析高阳地区沙一下亚段浅水三角洲前缘在平面上的分布特征（图8）。

图8 高阳地区沙一下亚段早期（a）、中期（b）、晚期（c）沉积相平面展布图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

在沙一下亚段沉积早期［图8（a）］，区域构造抬升，局部出现剥蚀夷平，研究区湖水水位较浅，整体处于低位域。水下分流河道砂体发育，在研究区北部雁113、雁22 井区发育2 条规模较小的水下分流河道，南北走向，河道延伸较近；在研究区西部，存在多条水下分流河道，北西走向，在顺物源方向上，水下分流河道呈树枝状向湖区分级发散，延伸较远，在平面上多个单河道汇聚成连片状复合河道，河道整体宽度变大，纵向上单砂体厚度为2.5～15.0 m，越靠近西部物源区，水下分流河道砂体厚度越大；在研究区西南部发育2 条呈条带状展布的水下分流河道，在河道下游南东方向有汇聚的趋势。沙一下亚段沉积早期，水下分流河道改道能力较强，造成河口坝、席状砂沉积较少，基本不发育，在研究区西南部及中部零星区域发育水下分流间湾沉积。

沙一下亚段沉积中期［图8（b）］，地层不断抬升，湖盆水浅，水下分流河道砂体向湖盆方向发生大规模进积，河道的整体形态与早期相似，河道下游宽度逐渐变大，延伸较远。在研究区北部，物源供给充足，早期独立的2 条水下分流河道连片分布，河道规模也较早期变大；在研究区西部，河流萎缩，注入量减少，携砂能力减弱，水下分流河道砂体厚度为3～10 m，平均为5.5 m，水下分流间湾发育，在河口区河口坝零星发育；在研究区西南部，发育规模较大的水下分流河道复合砂体，河流能量强，反复发生决口、改道、分叉，不稳定性增加，大量砂质沉积物不能发生大规模卸载［39］，而是不断向湖盆更深处进积，河口坝砂体保存较差，不甚发育。沙一下亚段沉积中期，整体上水下分流河道迁移、改道能力变强，不稳定性增加，河道规模变大，呈大规模的连片分布，水下分流间湾分布范围较小，河口坝集中分布在西部区域。

沙一下亚段沉积末期［图8（c）］，发生大规模湖侵，湖水水位上涨，三角洲前缘砂体有向物源方向退积的趋势。在研究区北部和西部，水下分流河道规模变小，呈窄条状分布，水下分流间湾分布范围较广；在西南部，物源供给有限，水下分流河道砂体厚度变化较大，砂厚为2.5～12.5 m，平均为5.5 m，在河道间发育水下分流间湾泥岩，分布范围较大。在沙一下亚段沉积末期，北部、西部和南西方向河流携砂能力有限，水下分流河道砂体分布范围减小，水下分流间湾面积较大，因河流水动力较弱，砂体在河口区卸载，河口坝较发育。同时受湖浪的冲刷作用，在三角洲前缘与滨浅湖亚相过渡处形成环带状的席状砂，研究区中东部基本进入滨浅湖环境，三角洲前缘亚相不发育。

4 沉积模式

蠡县斜坡高阳地区沙一下亚段沉积时期构造稳定，自下而上整体表现为水进过程，在水进背景下又出现多次小规模的水退，水进水退变化控制湖平面升降，从而影响三角洲前缘砂体的分布和形态［40］。当湖平面下降（或上升）时，浅水三角洲前缘向湖心（或湖岸）方向迁移，引起相带在规模上的扩大或减小。通过综合分析沙一下亚段的沉积特征和砂体展布规律，认为研究区存在湖盆萎缩期、湖盆扩张期2 种浅水三角洲前缘沉积模式（图9）。

沙一下亚段沉积早期和中期，湖平面下降，水体变浅，湖盆处于萎缩期，可容纳空间变小，由于湖浪作用较弱，三角洲携带的沉积物沿着一条或几条相对较窄的优势通道快速向湖盆中心推进，形成长条形指状或带状水下分流河道，在水下分流河道间多沉积紫红色或暗色、灰色泥岩。在湖盆萎缩期，河流能量强，携带充足的碎屑物质可将三角洲前缘推进很远，在三维地震剖面上主要表现为小型叠瓦状前积。同时由于水下分流河道延伸较远，分叉改道频繁，三角洲前缘河口坝、席状砂不发育，只在河道的远端部位，因水体能量弱，发育小范围席状砂。此种模式下水下分流河道作为浅水三角洲前缘骨架砂体，平面上呈网状或树枝状，纵向上不同期次单河道砂体相互切割叠置，形成厚度差异性较大的复合砂体，砂体岩性以细砂岩为主，发育多种牵引流成因的沉积构造，如河道冲刷面、交错层理、平行层理和砾石定向排列等，同时可见植物茎干、炭屑，正韵律特征明显。

沙一下亚段沉积后期，湖平面上升，湖盆处于扩张期，河流入湖动力较弱，物源供给不足，沉积物逐渐向湖岸方向退积，因湖浪作用较强，水下分流河道改道、分叉，在平面上呈带状或指状，砂体断续发育，可追踪对比性差，在地震剖面上表现为隐性前积。湖盆扩张期，河流能量较弱，携带的沉积物容易在河道分流处卸载堆积形成河口坝，平面上呈透镜状、新月状。同时，由于河道下切能力减弱，在河道间，水下分流间湾发育，岩性以灰色、深灰色泥岩为主，夹有薄层灰色粉砂岩、泥质粉砂岩。此种模式三角洲前缘的河口坝、水下分流河道等砂体均发生不同程度的席状砂化，砂体具有厚度小、粒度细、薄而广的特征。

图9 高阳地区沙一下亚段浅水三角洲前缘沉积模式Fig.9 Sedimentary model of shallow water delta front of Es1X in Gaoyang area

5 结论

（1）蠡县斜坡高阳地区沙一下亚段属于浅水三角洲前缘沉积，岩性主要为细砂岩、粉砂岩、泥岩，可划分出9 种岩相类型；测井曲线上有箱形、钟形、指形、漏斗形及平直形等5 种形态；顺物源方向上，浅水三角洲前缘砂体分期次向湖区推进，表现为小型叠瓦状前积、隐性前积等2种地震反射特征。

（2）蠡县斜坡高阳地区浅水三角洲前缘主要发育水下分流河道、河口坝、席状砂、水下分流间湾等4 种微相。平面上，沙一下亚段沉积展布及演化特征受湖平面升降控制，早期主要发育条带状水下分流河道微相；中期湖水继续下降，三角洲前缘砂体向湖盆方向进积，水下分流河道规模变大，连片分布，西部零星发育河口坝；末期湖水上升，三角洲前缘向湖岸方向退积，水下分流河道范围减小，水下分流间湾范围较大，河口坝发育，且出现不同程度的席状砂化。

（3）在沉积相分析的基础上，建立湖盆萎缩期和扩张期2 种浅水三角洲前缘沉积模式，前者发育在沙一下亚段沉积早、中期，湖水下降，水下分流河道发育，呈树枝状或网状，后者主要发育在沙一下亚段沉积晚期，湖水上升，水下分流河道呈指状或带状，河口坝和席状砂发育。