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河控浅水三角洲是河流作用在浅水三角洲建设过程中起决定作用的一种三角洲类型。Fisk[1]最早提出河控浅水三角洲的概念，并将河控三角洲划分为深水型及浅水型三角洲[2]。近年来，随着我国陆相盆地油气勘探开发的不断深入，松辽盆地、鄂尔多斯盆地、渤海湾盆地及现代的鄱阳湖等湖盆均发现有浅水三角洲沉积[3-5]，其中以河流作用为主的河控浅水三角洲占有较大比例。
河控浅水三角洲平原与前缘分流河道砂体构成三角洲最重要的储层骨架。河口坝由于河道高强度建设作用不能较好保存[6-8]。三角洲前缘远端的席状砂体同样是一种常见的储层类型，近几年其形成的特征已引起国内学者重视与探讨[9-10]。朱伟林等[5]对渤海海域明化镇组下段的席状砂体的分布特征进行了研究，认为在极浅水条件及较强的河流作用下，湖泊水动力难于较好改造前期沉积物，因而不能形成连续分布席状砂。渤中34地区勘探开发已实施井数80余口，其中10余口井对明下段底部前缘席状砂体进行了开发。开发特征表明，其较大动态储量可能与储层大范围分布有关，这与已有认识存在一定差异。本文在前人研究的基础上，通过岩芯观察、古生物分析、生产动态分析、黏土矿物分析等手段，对河控浅水三角洲前缘席状砂体的沉积特征、形成的控制因素进行分析，在此基础上对其沉积模式进行探讨，为下一步加快该类储层的勘探开发提供依据。
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黄河口凹陷位于渤海湾盆地渤中凹陷的东南部，古近系—现今构造面貌总体表现为凹中有隆、西深东浅、北陡南缓、断裂发育（图 1）。渤中34地区位于黄河口凹陷渤中28-34中央隆起带，该区域受郯庐断裂走滑作用和晚期新构造运动影响产生了一系列的复杂断块，整体表现为受两条近东西向大断层控制的地堑构造，区内发育多条近东西向次级断层，将构造复杂化，整体地层呈现中间高，东西低的构造特征。
Figure 1. Structural section map of Huanghekou Sag
明化镇组下段是渤中34地区油层主要分布层位，厚度约700~800 m，岩性主要为黄褐色、灰绿色泥岩夹细砂岩、粉砂岩。明下段发育多套河控浅水三角洲沉积体系，纵向上可以进一步划分为两个短期旋回。每一个短期旋回之中三角洲平原、前缘分流河道是最重要的储层类型，为目前该区域主要的勘探开发对象。而前缘席状砂体是另一类常见储层类型，但其主要发育于明下段下部，处于湖平面上升半旋回顶部附近（图 2）。
Figure 2. Sedimentary sequence of shallow lacustrine fluvial-dominated delta in lower member of Minghuazhen Formation, BZ34 area
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根据岩芯、岩屑、壁芯描述及薄片鉴定，BZ34地区明下段浅水三角洲储层主要为中—细粒岩屑长石砂岩（图 3），颗粒分选中—好，磨圆次圆—次棱状。从4Sa井的岩芯观察，前缘席状砂岩性主要为细、粉砂岩夹泥质粉砂岩，由两个薄层组成，单层厚度180~200 cm。对于单一席状砂体而言，其中下部岩性主要为泥质粉砂岩，顶部为细砂岩，总体表现出向上变粗的粒序特征（图 4）。前缘席状砂常见由湖浪作用形成的波纹层理，是席状砂体识别的一个重要相标志，局部偶见生物扰动构造。席状砂体内发育大量贝类、螺等古生物化石，含丰富的平行或低角度斜交层面的生物钻孔，表明当时的沉积环境能量相对较弱。观察发现相邻泥岩颜色以灰绿色、浅绿色为主，暗示砂体沉积时主要处于还原环境，且存在一定规模的水体。
Figure 3. Diagram of reservoir sandstone type in lower member of Minghuazhen Formation, BZ34 area
Figure 4. Core observation and description in well 4Sa, BZ34 area
与水下分流河道相比，席状砂体粒度概率曲线同样以两段式为主，表现为跳跃总体含量较低、悬浮总体含量略高、细截点偏细，反映了浅水牵引流沉积特点（图 5）。对比不难发现，水下分流河道概率图是由跳跃总体和悬浮总体组成的两段式，跳跃总体含量在40%以上，显示分流河道水动力相对较强。而席状砂体跳跃总体含量在15%左右，表明随着向三角洲前缘方向推进，水动力有所减弱。
Figure 5. Diagram of grain size probability of sand in shallow lacustrine fluvial-dominated delta front, BZ34 area (from well W-1D)
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前人的研究成果已经注意到水下分流河道末端逐渐呈长扇形扩散可以形成薄层席状体 [11]。现代湖泊水动用研究表明，湖浪对砂体的改造作用，特别在缓坡地形条件下特别明显[12]。虽然席状砂体形成的水动力相对较弱，但由于其自身的岩性更细，后期湖浪的改造作用不能忽略。因此，渤中34地区浅水三角洲前缘席状砂体的形成过程需要重点考虑其所受营力作用及变化。按照席状砂体发育的不同位置，可以将三角洲前缘所形成的薄层席状砂体进一步分为河道边部席状砂与河道末端席状砂两种类型。河道边部席状砂是在水下分流河道形成之后，由于河道边部沉积物相对更细，更容易受到湖浪作用的席状化改造而形成薄层席状砂体，从而一定程度上改变河道原限定性的边界。随着三角洲前缘水下分流河道砂体向更深的湖盆推进，自身的河流作用逐渐减弱，湖水的顶托作用逐渐增强，河流扩展及水流分散后呈面状流，水下分流河道逐渐失去下切能力和限定性，形成河道末端薄层席状砂体，这类席状砂体后期更易受到波浪的席状化改造而连片分布。因此，两种类型的席状砂体的发育与分流河道具有成因上联系，但形成的环境、控制因素、平面分布范围等存在一定的差异（表 1）。对于席状砂体而言可能并非完全是孤立的薄层砂体，特别在河道末端形成，受湖浪席状化改造后可以形成大范围的展布，是需要深入研究的重点对象。
类型 形成环境 控制因素 平面分布 垂向结构 连通关系 河道边部席状砂 浅水三角洲内前缘 湖浪作用的席状化改造 沿河道边部或河道间分布，但分布范围受原限定性河道范围控制，一般分布比较局限 一般以薄层为主，厚度2~5 m不等 与主河道砂体连通相对较好，可以促使河道间砂体形成统一油藏系统 河道末端席状砂 浅水三角洲外前缘 湖水的顶托作用、湖浪作用的席状化改造 河道末端呈指状或扇形，分布比较局限，受湖浪改造后可以形成广泛的环形分布 一般以薄层或薄互层为主，单层厚度薄，0.5~2 m不等，常见3-4层的互层结构，累积厚度可达6~8 m 平面薄层连通性相对较好，但垂向薄互层之间 一般不连通 Table 1. Sedimentary characteristics of two types of sheet sand in shallow lacustrine fluvial-dominated delta,
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河道末端形成的席状砂体往往为薄互层的储层结构，是这类席状砂的一个重要的识别标志。从钻井资料分析，在一个稳定发育的泥岩段内，一套席状砂体多由3~4层薄层构成，单层厚度在0.5~2.0 m不等，累积厚度可达6~8 m。薄互层的储层结构可以视为一个较短沉积时间段内多期次席状砂体的垂向组合，这也是湖平面持续升降的结果。相对较高频率的湖平面升降变化促使每一期次席状砂体之间的泥岩分布相对稳定，导致单层之间垂向不连通，容易形成不同的流体系统，这类砂体开发过程中需要重视。例如渤中34地区明下段S砂体为席状砂沉积，主要为4套薄层组成，由A31井衰竭开发8年。为了进一步分析储层结构，在注水井D26井实施过程中，通过随钻测压测试4个薄层地层压力为13.93~16.81 MPa，压力系数为0.79~0.95（图 6），证实每一个薄层具有独立的压力系统。特别是第1小层（压力系数0.79）与第四小层（压力系数0.95）的差异最为明显。同时，经过8年的衰竭开发，4个小层的压降幅度说明每一小层在平面上有一定的分布范围，且小层内平面连通性较好。
Figure 6. Pressure test of S sand in lower member of Minghuazhen Formation, BZ34 area (data from FPWD)
2.1. 岩性较细且能量相对较弱的沉积环境
2.2. 形成过程与水下分流河道具有成因联系
2.3. 薄互层的储层结构
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渤中34地区河控浅水三角洲前缘席状砂体相对较广的发育，主要集中发育在明下段下部，而明下段中部及顶部则相对较少。通过对比分析明下段沉积环境的演化，认为古气候、古水深、古地形坡度是控制席状砂体发育的三个重要因素。
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气候对于浅水三角洲的发育类型存在主要的控制作用，朱筱敏等[13-14]对松辽盆地三肇凹陷扶余油层研究后认为气候对浅水三角洲平原与前缘的发育范围至关重要。
区域上分析得到渤中34地区新近纪气候变化是早期（馆陶组沉积时期）的暖温带—中期（明下段沉积时期）的湿润亚热带到暖温带—晚期（明上段沉积时期）的温带气候。由于明下段埋深相对较浅，基本处于成岩阶段B期，所以可以从明下段黏土矿物成分分析明下段局部的气候特征。一般而言，高岭石含量高低代表了母岩区风化淋滤的强度，与暖湿的气候条件有关，含量越高则代表风化淋滤作用越强。当伊/蒙混层的含量超过60%，一定程度与温暖且湿度相对适度的气候有关，而伊利石成分若超过60%，则代表了干冷气候条件[15-19]。从表 2中可以看到，明下段黏土矿物成分以伊/蒙混层为主，平均含量超过了70%，反映了温度相对温和，湿度适中的气候特征。而高岭石较低含量也反映出当时大气的淋滤作用不强。同时，高岭石与伊/蒙混层相对含量的变化也暗示了明下段沉积时期局部气候的变迁。从表 2中4口探井泥岩黏土矿物分析可以发现明下段高岭石的含量变化规律具有相似性，明下段下部（深度一般在1 650~1 950 m）含量更高，而中上部变低，说明明下段下部气候条件相对于中上部潮湿，风化作用相对强烈[20-21]。对于河控浅水三角洲而言，温暧潮湿的气候有利于物源区的风化剥蚀作用，更有利于相对较细的沉积物搬运沉积，并为三角洲前缘的席状砂体的发育提供更加充足物源。相反，趋于干凉气候下物源供给主要以机械风化为主且相对较少，三角洲前缘所需的物源供给可能并不充分。
井名 深度/m 绿泥石/% 伊利石/% 伊/蒙 混层/% 高岭石/% N-5井 1 050 4 11 80 5 1 100 3 7 85 5 1 400 6 6 80 8 1 450 3 2 91 4 1 500 5 4 84 7 1 650 6 4 82 8 1 700 9 3 75 13 1 750 7 6 75 12 1 800 9 7 69 15 W-1D井 1 320 3 4 88 5 1 360 4 10 80 6 1 380 3 6 87 4 1 840 6 2 84 8 1 880 7 4 80 9 1 920 7 3 79 11 1 960 6 3 82 9 5井 1 220 5 16 73 6 1 380 5 10 77 8 1 520 5 6 81 8 1 605 7 6 77 10 1 650 4 4 86 6 1 755 8 10 72 10 1 815 7 7 76 10 1 875 7 9 74 10 Table 2. Mudstone X-ray diffraction analysis in
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类比现代沉积，通常以表面波浪波长的1/2作为浅水区的下限深度，认为现代浅水三角洲沉积时水深一般在10 m以内[4]。前人通过古生物分析，把渤中34地区明下段河控浅水三角洲的水深也界定在10 m左右[15-16]。而米立军等[22]通过岩屑中的浮游藻类与无定形有机质的含量变化，发现明下段沉积时期湖盆水深变化的差异。基于浮游藻类与无定形有机质的含量的峰值在明下段下部与陶馆组，推断水体深度自明下段下部具有一定规模的水体，水体最大深度约在15 m左右，而后在明下段中上部沉积时期逐渐变浅[23]。因此，明下段下部总体而言相对于明下段中上部水体稍深。这与明下段气候的变化特征是一致的，明下段下部相对温暖潮湿的气候条件有利于更大水体规模的发育。从沉积机理推断，当水下分流河道砂体在向前推进过程中，随着湖水深度的加深，意味着向前需要克服的阻力会变大，湖水的顶托作用越发明显，有利于浅水三角前缘席状砂体的发育。
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对于浅水三角洲而言，水下分流河道在推进过程中所对应的湖水深度除了与自身深度以外，还可能与所处的古地形坡度有关。坡度越大，如果水下分流河道推进越远，其所对应的水深变大。古地形可以通过平衡剖面方法进行计算，对于构造活动较弱的区域，如果将地层顶面视为沉积基准面进行拉平，则地层沉积厚度的变化与该层位沉积时期的古地形是相关的。通过明下段SSC1短期旋回与SSC2短期旋回沉积厚度的变化来近似计算它们沉积时期古地形坡度。总体而言，明下段沉积时期的古地形坡度很缓，计算的最大坡度不超过1°，并由深变浅古地形坡度在逐渐变小（图 7）。
Figure 7. Paleotopographical evolution and sand distribution in shallow lacustrine fluvial-dominated delta front in lower member of Minghuazhen Formation, BZ34 area
SSC1短期旋回沉积时期工区的S-1井—S-2井一带存在局部的汇水中心，东部方向地形坡度约0.5°~1°。而至SSC2短期旋回沉积时期，地层坡度变缓，总体坡度已小于0.5°。地形坡度变化的主要原因为明化镇组沉积时期渤海湾盆地整体处于坳陷阶段，构造运动相对稳定，随着凹陷中心不断填平补齐，沉积坡度逐渐变小，促使明下段中上部沉积时期的坡度趋于更加平缓。地形坡度的变化一定程度上影响了砂体沉积时所受的营力大小，明下段下部沉积时期，相对大的地形坡度可以导致水下分流河推进过程中受到湖水顶托作用更明显，从而促使分流河道末端分散更易发育席状砂体。
如果把古水深、古地形坡度进行综合分析，可以发现不同水深、不同古地形坡度条件下浅水三角洲前缘砂体的沉积类型的变化。通过类比国内外浅水三角洲的研究成果[7, 24-26]（表 3）可以得到，河流作用强的河控浅水三角在水深条件小于10 m，古地形坡度较低条件下其前缘相主要发育水下分流河道，而在水深与地形坡度逐渐变大条件下有利于促进前缘席状砂体的形成。因此，可以将渤中34地区河控浅水三角洲前缘砂体的沉积类型进行细分（图 8）。在较浅水深条件下且地层坡度极缓时，如SSC2短期旋回沉积时期水深条件在10 m以内，古地形坡度在0.5°以内，一般发育河道型的浅水三角洲（图 7b）。根据物源供给与可容空间的相对关系又可以进一步划分为切叠河道型与独立河道型。而随着水深与古地形坡度的变大，如SSC1短期旋回沉积时期水深在15 m左右，地层坡度在0.5°~1°时，浅水三角前缘则有利于同时发育分流河道与席状砂体沉积(图 7a)。这三种类型是渤中34地区河控浅水三角洲前缘砂体最主要的沉积类型。除此之外，当地形坡度进一步增大至3°左右，推测前缘砂体会慢慢过渡到以河口坝沉积为主的储层类型，目前在渤中34地区不常见。
地区 层位 主要微相类型 主控因素 鄂尔多斯盆地陇东地区 长8油层组 河道作用强，水下分流河道发育， 频繁分叉改道，延伸较远 古水深2~10 m， 古地形不超过0.1° 美国路易斯安那州 阿拉法拉亚三角洲（现代沉积） 主要为水下分流河道沉积，河流作用强 古水深小于3 m， 古地形不超过0.1° 松辽盆地 葡萄花组油层下部旋回 河道作用相对较强的，较广发育 前缘席状砂体 古水深在10 m左右， 古地形坡度在0.4°~0.57° 柴西南红柳泉地区 下干柴沟组下段 发育水下分流河道以及前缘席状砂体，河口坝不发育 古水深在10 m左右， 古地形坡度在0.1°~0.6° 渤中34地区 明下段SSC1层序 水下分流河道较发育，广泛发育 前缘席状砂体 古水深在15 m左右， 古地形坡度在0.5°~1.0° 明下段SSC2层序 主要发育水下分流河道砂体 古水深在10 m以内， 古地形坡度在0.5°以内 Table 3. Contrasting sand distributions in shallow lacustrine fluvial-dominated delta front
Figure 8. Sand distribution in shallow lacustrine fluvial-dominated delta front for different control factors in lower member of Minghuazhen Formation, BZ34 area
3.1. 古气候的控制作用
3.2. 古水深的控制作用
3.3. 古地形坡度的控制作用
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在渤中34地区河控浅水三角洲前缘砂体分类的基础上，明确了前缘席状砂体沉积主控因素，进而可以对席状砂体的沉积模式进行分析。基于高分辨率层序地层学原理，以一个基准面短期旋回为时间区间，结合沉积水动力条件及后期改造进行综合分析，浅水三角洲前缘席状砂体的形成与演化可以分为三种沉积模式：湖平面上升初期水下分流河道弱席状化模式、湖平面上升期到最大湖平面时期水下分流河道末端席状砂体面状流增长模式、最大湖平面时期席状化改造模式。
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在湖平面上升初期，由于湖水最浅，浅水三角洲前缘砂体在沉积过程中河流作用占绝对优势（图 9a阶段）。此时砂体主要以水下分流河道的形态沉积，而前缘席状砂体由于被较强的河流作用冲刷而不易保存。对比国内松辽盆地永乐地区葡萄花油层[11]，渤中34地区水下分流河道与其发育特征相近。前缘砂体在沉积过程中，河流作用一直占据绝对主导作用。通过地震切片可以识别的河道宽度在100~300 m之间，井上钻遇的单一河道厚度主要集中在8~12 m。但与葡萄花油层不同的是，由于物源供给相对充足，单一河道垂向上的切叠与平面上的拼接作用明显，因此在形态上往往表现为相对较厚、多河道叠置的特征。随着湖平面的上升，可容空间增加，单一河道形态才逐渐表现出来。这个阶段由于水体浅，湖浪作用由远岸向近岸推进过程中持续受到湖底阻力作用而变弱，在近岸方向湖浪对储层的改造作用非常有限，水下分流河道基本上可以保存原始沉积的形态，而远岸方向可能出现分流河道边部受湖浪的持续作用进行弱席状化改造，形成河道边部席状砂体，但受制于原有的河道及河道间相互切割的作用，这种席状化的改造不易识别。从井间对比分析，砂体的组合模式主要表现为侧向或垂向拼接的河道模式以及弱席状化的孤立河道模式，此阶段席状砂体由于较强的河流作用基本不发育。
Figure 9. Sedimentation models of sheet sand in shallow lacustrine fluvial-dominated delta front, lower member of Minghuazhen Formation, BZ34 area
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随着湖平面的上升，浅水三角洲前缘水下分流河道在向前推进过程中河道与湖水作用之间不断的此消彼长，主要表现为河流作用不断减弱，而湖水的顶托作用不断增加，砂体底部所表现的强烈冲刷作用已经消失。此阶段虽仍以河道作用为主，但湖水顶托作用已开始凸显，河道砂体厚度较第一阶段略有减薄。到最大湖平面时，湖水的顶托作用已是控制砂体分布的主要因素，河流从限定性的定向水流逐渐转变为面状流扩散形成分流河道末端席状砂体（图 9b阶段）。在这个阶段，席状砂体发育受单一水下分流河道控制，且发育范围相对有限，可以形成不连通的岩性砂体。从井间对比分析，砂体的组合模式以孤立河道模式及孤立席状砂模式为主。由于湖平面上升期湖水的持续改造时间变短，因此这个阶段的席状化改造会相对较弱。
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最大湖平面时期浅水三角洲前缘又进入另一个湖面相对稳定时期。在水下分流河道继续向远岸方向推进过程中，河道作用基本消失，湖水的顶托作用已是主要因素。由于湖水的持续改造时间开始变长，席状砂体在沉积的同时，位于浪基面附近能量相对较强，湖浪持续作用推动了席状砂自身的席状化改造，将原本独立的砂体拼接形成连片分布。而水下分流河道末端由于河流作用较弱，易被湖浪持续作用进行席状化改造，从而增加了席状砂体发育范围（图 9C阶段）。此时的席状砂体比湖平面上升期时期席状砂更加发育，分布范围更广，这与渤中34地区钻井对比分析及生产动态分析的认识是一致的。
随后，随着湖平面的下降，可容空间变小，河控浅水三角洲前缘河流作用又开始凸显，导致分流河道末端席状砂体发育减弱，水下分流河道砂体发育增强。
4.1. 湖平面上升初期水下分流河道弱席状化模式
4.2. 湖平面上升期到最大湖平面时期席状砂面状流增长模式
4.3. 最大湖平面时期席状化改造模式
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渤中34地区明下段下部发育河控浅水三角洲，其前缘席状砂体较为发育，成因上与水下分流河道砂体存在一定联系。油藏压力测试表明该区储层在垂向上多表现为不连通的薄互层式储层结构。
对比明下段下部与中上部河控浅水三角洲席状砂体的发育程度及沉积环境，认为古气候、古水深、古地形坡度是控制前缘席状砂体发育的主要因素。暖湿气候条件、一定规模的水体、相对较大的地形坡度，是明下段下部前缘席状砂体发育的有利因素。
从河控浅水三角洲前缘砂体形成时的水动力条件及后期受到的湖浪改造进行综合分析，以湖平面短期旋回为时间区间，可将席状砂体的沉积模式划分为三种类型：湖平面上升初期水下分流河道弱席状化模式、湖平面上升期到最大湖平面时期河道末端席状砂面状流增长模式以及最大湖平面时期席状化改造模式。
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