0 引言

河控型浅水湖泊三角洲是三角洲沉积体系的一种特殊类型，通常发育在构造稳定的台地、陆表海或地形平缓、整体沉降缓慢的坳陷盆地内^[1-4]。随着我国陆相盆地勘探的不断深入，目前在松辽盆地^[5-7]、渤海湾盆地^[8-9]、鄂尔多斯盆地^[10]以及现代湖盆鄱阳湖盆地^{[4, 11]}均发现了浅水三角洲沉积体系，人们对其认识也在不断深化。不同于传统的典型三角洲，浅水三角洲的突出特征是以分流河道为骨架，河口坝不发育，分流河道的前缘易受改造而被席状砂化，河道砂体单层厚度薄、纵向相互叠置、平面分布范围广^[12-14]。此外，岩性组合呈砂泥岩互层、泥岩颜色为红黑相间是浅水三角洲的另一大特征。

冀中坳陷饶阳凹陷沙河街组沙一段是该区最主要的含油层系之一。前人对沙一段沉积体系的研究比较深入，大多学者^[15-17]认为沙一段主要发育湖泊三角洲沉积体系，但是关于三角洲的具体沉积相类型、沉积特征以及沉积演化过程等仍有争议。因此，本次研究利用岩心、测井等资料，通过地层精细划分和对比，结合三维地震资料解释结果，在高精度层序地层格架内重新认识沙一段沉积相类型、沉积特征、沉积相演化及砂体展布等，试图为勘探部署提供地质依据。

1 区域地质背景

饶阳凹陷位于渤海湾盆地冀中坳陷中南部，面积约6 300 km²，是冀中坳陷中面积最大、勘探程度最高、油气最为富集的凹陷。依据构造特征和地层结构，将饶阳凹陷自西向东依次划分为斜坡带、西部次洼带、中央隆起带、主洼陷带、东部次洼带以及陡坡断陷带等6个次级构造单元。赵皇庄—肃宁地区位于饶阳凹陷中部，是大王庄、肃宁和韩家村3个正向构造带的结合部，三维地震勘探面积约200 km²（图 1）。

饶阳凹陷总体为东断西超的非对称箕状结构。古近纪经历了断陷分割充填（孔店组—沙四段末期）、断陷扩张深陷（沙三下亚段—沙三中亚段）、断陷抬升（沙三上亚段—沙二段）、断坳扩展（沙一段早期）及断陷抬升消亡（沙一段晚期—东营组）等5个构造演化阶段。

沙一段沉积早期，凹陷再次扩展，此时研究区内地形比较平坦，气候由干热向湿热转变^[18-19]，饶阳凹陷开始快速沉降，并由此产生了古近纪以来最大的一次湖侵，湖盆面积也达到最大，但此次湖侵持续时间较短，水体深度只有20~30 m^[16]。这一时期，整个凹陷以湖侵体系域泥岩沉积为主，发育了一套可全区对比的标志层（特殊岩性段），该标志层岩性主要包括灰岩、泥质灰岩及油页岩等。

沙一段沉积中晚期，断坳扩展作用削弱，断陷抬升作用再次增强，水体变浅、湖盆面积缩小，源自南部和北部的曲流河三角洲沉积体系向湖盆中心快速推进，沉积了一套灰色砂岩与灰色、红色泥岩互层的地层，这套地层中的泥岩颜色红黑相间，揭示了湖平面频繁动荡的沉积环境。整体而言，沙一段沉积时期，饶阳凹陷赵皇庄—肃宁地区具备形成浅水曲流河三角洲的基本地质条件。

本次研究采用Vail经典层序地层学分析方法，将沙一段整体作为1个三级层序，并以标志层（特殊岩性段）为最大湖泛面划分出湖侵体系域和高位体系域。

2 浅水曲流河三角洲沉积类型

浅水三角洲是河流入湖时形成的陆源碎屑沉积体系，主要分布在滨浅湖，有时可延伸至半深湖。赵皇庄—肃宁地区沙河街组沙一段发育三角洲平原、三角洲前缘与前三角洲等3种沉积亚相。

2.1 三角洲平原亚相

三角洲平原亚相指那些洪水期仍出露于地表的地区，包括分流河道与河道间2个微相。沙一段沉积时，赵皇庄—肃宁地区距物源较远，曲流河在此进入湖盆时能量减弱，发散成多条次级分流河道。河道砂体以中—细砂岩、粉砂岩沉积为主，粒度较粗，分选较好，次棱角状—次圆状磨圆；单层砂岩厚度为2~6 m，大型槽状、楔状交错层理和单斜层理发育，偶见少量平行层理；多期河道叠置，冲刷现象明显；分流河道的电测曲线一般呈齿化的箱形或钟形（图 2）。河道间主要充填了泥岩、粉砂质泥岩，颜色多为红色，反映出暴露地表的氧化沉积环境（图 2）。

2.2 三角洲前缘亚相

三角洲前缘亚相是三角洲平原亚相在水下的延伸。沙一中上段泥岩颜色红黑相间，常见钙质团块，反映了水体较浅、湖平面频繁动荡的氧化—弱氧化沉积环境。根据现代鄱阳湖沉积模式^{[4, 11]}，不同季节时，湖平面常发生规律性的变化，相应地区沉积的泥岩颜色也会发生变化。因此，根据泥岩的不同颜色及发育情况又可以将三角洲前缘细分为三角洲内前缘和外前缘2个亚相。

2.2.1 三角洲内前缘亚相

沙一段沉积时，区内地形平缓，湖盆水体受季节性气候影响较大。枯水期出露于地表，洪水期位于水面之下的地区为三角洲内前缘。洪水期发育的泥岩显示出还原环境的灰黑色，枯水期发育的泥岩显示出氧化环境的紫红色，泥岩颜色红黑相间是该地区三角洲内前缘亚相的显著沉积特征。岩心序列上，泥岩颜色的交替变化通常反映了湖平面的周期性变化。三角洲内前缘亚相又可细分为水下分流河道、沼泽、残留湖和分流间湾等4种沉积微相。

水下分流河道是浅水三角洲前缘的沉积骨架，以分选较好、次棱状—次圆状磨圆的粉砂岩沉积为主，大型交错层理和平行层理发育，底部冲刷面常见河道滞留沉积的泥砾、泥质条带等；单层砂岩厚度大，平面上呈条带状分布，具有明显的正旋回特征；电测曲线常呈齿化钟形、齿化箱形或箱形[图 3（a）]。

分流间湾为水下分流河道之间的区域，发育有泥岩和薄层粉砂岩。由于湖平面的频繁动荡，分流间湾泥岩颜色常表现为红黑相间；常见水平层理、透镜状层理、浪成波痕和生物扰动等沉积构造特征，动植物碎片化石较丰富；自然电位曲线呈极低—低幅直线形或微齿状直线形[图 3（a）]。

沼泽、残留湖是洪水期时发育的分流间湾在枯水期时受分流河道天然堤的围挡作用而遗留下来的部分，其炭化植物碎屑含量高，生物钻孔发育，自然电位曲线以平直线形为主[图 3（b）]。

2.2.2 三角洲外前缘亚相

三角洲外前缘亚相是指那些枯水期仍位于水面之下的三角洲前缘地区。研究区三角洲外前缘亚相的特点是泥岩颜色以灰黑色为主。根据其受河水、波浪、湖流等改造作用的不同，三角洲外前缘亚相又可细分为水下分流河道、河口坝、席状砂和水道间等4种沉积微相。

三角洲外前缘的水下分流河道是内前缘分流河道在水下的延续，河流能量弱，分支多。由于受到湖流和沿岸流的冲刷改造作用，河道砂体保存不好，平面上常呈席状展布。席状化的分流河道沉积物岩性以粉砂岩和灰黑色泥岩为主，垂向上常见多个正韵律叠置，单个正韵律底部常见泥砾等冲刷现象，向上粒度变细；小型交错层理发育，顶部常见浪成波痕；自然电位曲线常表现为低幅度的齿化箱形或钟形[图 4（a）]。

河口坝是分流河道在入湖后卸载其携带的沉积物并不断向前推进过程中形成的砂质浅滩。该区河口坝规模较小，保存较差，仅在宁32井及宁636井附近有零星发现；岩性以厚层砂岩（单层厚度均在2 m以上）夹薄层泥岩为主，呈现出反旋回沉积特征；大型交错层理、波纹交错层理和平行层理发育；泥质含量低，分选性好，磨圆和结构成熟度都很高，自然电位曲线多为典型的漏斗形[图 4（b）]。

水下分流河道或河口坝在湖浪或沿岸流改造下可形成席状砂。席状砂在平面上呈片状展布；岩性以分选性好且质纯的粉砂岩、泥质粉砂岩为主，多呈反旋回沉积序列；小型低角度交错层理、平行层理等沉积构造发育；自然电位曲线多呈漏斗形、圣诞树形或钟形。

水道间为席状化水下分流河道之间的部分，即湖平面之下的分流间湾。岩性以灰黑色泥岩为主；常见水平层理，动植物化石丰富。自然电位曲线呈平直线形，不易与湖泥区分。

2.3 前浅水三角洲亚相

前浅水三角洲亚相位于整个三角洲相的末梢。其岩性以灰黑色泥岩为主，夹有薄层细粉砂岩，常见水平纹理和块状层理，动植物化石丰富，不易与湖泥区分（图 5）。

3 浅水曲流河三角洲沉积特征

浅水曲流河三角洲的沉积特征不同于经典三角洲。受湖平面频繁升降影响，浅水曲流河三角洲的河道被不断冲刷、被迫迁移，垂向上多期正韵律叠置，泥岩红黑间互。同时在河流冲刷等作用下，河口坝不发育，水下分流河道构成三角洲前缘的骨架，三角洲前缘末梢的分流河道极易被席状砂化。由于沉积特征的不同，三角洲平原和三角洲前缘在地震剖面上分别展现出不同的反射形态。

赵皇庄—肃宁地区沙一段单层砂岩厚度为1~6 m，垂向上可见多期河道迁移、冲刷现象，并能见到河道互相叠置而形成的间断正韵律，且单个正韵律的厚度自下而上逐渐增大。如宁32井[图 3（a）]，沙一段底部单层砂岩厚度为1~3 m，垂向上可见多个厚度为1 m的正韵律相互叠合，小型交错层理发育；沙一段顶部可见典型的二元结构河道沉积，单层砂岩厚度最大可达6 m，小型槽状、楔状交错层理发育，河道底部常见泥砾岩沉积且冲刷现象明显；沙一段泥岩颜色自下而上由灰色至红黑相间再至红色逐渐变化，反映出该区当时的浅水沉积环境。

研究区沙一段浅水曲流河三角洲前缘的河口坝极不发育，仅在宁32井、宁636井[图 4（b）]附近可见。早期沉积的河口坝砂体由于在水退期易遭受能量较强的水下分流河道的冲刷、侵蚀，并被沿岸流、湖浪等不断改造，所以砂体不易保存。目前已发现的河口坝规模普遍偏小，平面上呈现出点状分布的特点。分流河道构成了本地区浅水曲流河三角洲前缘的骨架，河道砂体的展布受控于河道的分流作用，且平面上具有带状分布的特征。

低坡度远物源浅水曲流河三角洲的水下分流河道极易分叉和改道，并在平面上呈席状展布。相比内前缘，外前缘的水下分流河道由于一直处于湖平面之下，河流能量较弱，因此河道分叉改道更多，分布面积更广；此外，在湖面季节性、周期性升降过程中，河道受湖流和沿岸流的强烈冲刷、改造，河道砂体常呈较强的席状化。席状化的分流河道沉积物粒度较细，岩性主要为粉砂岩、灰黑色泥岩等，河道底部常见冲刷和略定向的泥砾岩；小型交错层理和平行层理发育；由下向上沉积物粒度变细；河道顶部遭受湖浪作用而形成浪成波痕[参见图 4（a）]，垂向上整体表现为多期正韵律叠置；自然电位曲线以低幅度齿化箱形或钟形为主，有时难以和席状砂区分。研究区席状化分流河道和席状砂均较发育，平面上平行于湖岸线，呈面状展布，沉积范围较广。

浅水曲流河三角洲另一显著特点是没有Gilbert经典三角洲的三元结构。沙一段沉积时，赵皇庄—肃宁地区地势平坦，沉积主体为三角洲平原和前缘，地震剖面上常表现为叠瓦状前积和隐性前积地震相^[16]，S型前积地震相不发育。

按照Vail经典层序地层学理论，沙一段可划分为湖侵域、高位域等2个体系域。以标志层（特殊岩性段）为最大湖泛面将沙一段分为上、下2段。根据砂体的叠置关系，又可将沙一上段自上而下细分为4个砂组，即Ⅰ砂组、Ⅱ砂组、Ⅲ砂组和Ⅵ砂组。其中，Ⅲ，Ⅵ砂组在三维地震剖面上表现为叠瓦状前积反射特征，并可识别出至少5个前积反射层，代表了三角洲进入湖盆前的5个不同发育期次，Ⅰ，Ⅱ砂组在三维地震剖面上表现为隐性前积反射特征，具体表现为同相轴断断续续、亚平行、振幅变化快等反射特征（图 6）。

另外，沿各砂组提取的地层切片上均可见明显的振幅分带现象，振幅体强度由强到弱大致呈南西—北东向展布，并逐渐往东北方向的湖区推进[图 7（a）]；切片上还存在大量蠕虫状振幅异常体，代表古河道残余[图 7（b）]，这些现象都是浅水三角洲平原和前缘发育的有力证据。

4 浅水曲流河三角洲沉积相演化

沙一段整体上表现为一个完整的湖平面从上升到下降的沉积旋回，受西南方向物源及湖平面升降的影响，自南西—北东依次发育三角洲平原、三角洲前缘及滨浅湖等各种相带。枝状、网状发育的分流河道是这个时期的沉积主体，席状砂大面积展布；三角洲河口坝由于遭受湖浪及沿岸流的强烈改造，几乎不发育。

沙一上段沉积时期，湖平面开始下降，依据Ⅲ，Ⅳ砂组在地震剖面上具有的明显下超前积的特征（参见图 6），通过对前积层进行连续追踪可得到地层切片（参见图 7），结合岩心，测井等资料综合分析这2个砂组的沉积相展布^[20]。

Ⅳ砂组沉积时期，研究区西南部三角洲外前缘亚相大面积发育，内前缘亚相仅在宁4井附近有发育，向东北方向逐渐过渡到席状砂微相和滨浅湖亚相发育区，宁古4井和宁56井附近可见滩坝微相沉积[图 8（a）]。

Ⅲ砂组沉积时期，三角洲继续向前推进，滨浅湖退缩到宁7井附近，研究区西南部的宁4和宁53井附近发育有三角洲平原亚相，往东北方向逐渐过渡到三角洲内前缘亚相和三角洲外前缘亚相沉积[图 8（b）]。

沙一段上段Ⅰ，Ⅱ砂组沉积时期，湖平面继续下降，湖岸线向研究区北部内缩迁移，研究区外可能存在残余湖体。西南方向的三角洲大规模向湖盆中心推进，研究区整体发育曲流河浅水三角洲，规模较大，地层切片上可见较清晰的分流河道（参见图 7），河道分叉频繁，表现为网状或枝状，延伸距离较长。

Ⅱ砂组沉积时期，三角洲平原亚相的沉积范围向东北方向扩大，并逐渐过渡为三角洲内前缘，宁7井附近发育有三角洲外前缘亚相。全区主要发育4条源自西南方向的主干河流，往东北方向逐渐分叉，水体在三角洲内前缘能量变弱，河道改道频繁[图 9（a）]。

Ⅰ砂组沉积时期，三角洲外前缘亚相在研究区内不再发育，而三角洲平原亚相沉积面积进一步扩大，平原分流河道非常发育，在三角洲内前缘发散成多条能量较弱的水下分流河道，湖岸线继续往东北方向迁移，在三角洲内前缘亚相发育的宁7井附近可见沼泽微相和残余湖泊微相[图 9（b）]。

5 结论

（1）沙一段沉积时期，饶阳凹陷赵皇庄—肃宁地区发育的湖盆面积较小、水体较浅，湖平面波动频繁，湖底比较平坦；由于远离物源风化区，河流携带的碎屑物质在此推进较远，研究区具备发育浅水曲流河三角洲的有利地质条件。

（2）分流河道构成了饶阳凹陷赵皇庄—肃宁地区浅水曲流河三角洲前缘亚相的沉积骨架，河口坝在三角洲前缘不发育，三角洲前缘水道常易被席状砂化；三角洲前缘的河道砂体受河道分流作用控制明显，平面展布范围广，常呈带状分布。砂岩内可见强水动力作用特征，泥岩颜色红黑相间，生物扰动强烈；垂向上多个间断正韵律相互叠置；典型三角洲的三元结构在区内不发育，浅水曲流河三角洲在地震剖面上表现为叠瓦状前积和隐性前积，地层切片上可见明显的振幅分带现象。

（3）浅水曲流河三角洲的分流河道砂体在平面上分布广泛，纵向上相互叠置，是有利的储集体。饶阳凹陷赵皇庄—肃宁地区沙一下段发生了古近系以来最大的一次湖侵，生成了一套全区稳定分布的重要烃源岩，沙一上段发育的浅水曲流河三角洲沉积体系具有砂泥岩互层的岩性组合特征，可形成有效的生储盖组合。区内断层发育，可作为有效的运移通道，形成规模岩性圈闭，是油田下一步勘探的有利目标。