储层地质学Word文档格式.docx

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50～140km

坡度

较陡，3°

～10°

平缓，多小于1.5°

沉积特点

泥石流、漫流发育、辫状河流沉积相对较少

以辫状河为主

冲积扇总的岩性特征是组成物质粗而杂乱、粒级分布很宽，从泥、砂至巨砾。

砾、砂含量高，分选和圆度差，碎屑成分完全承袭物源区母岩的成分。

图2－1　　旱地扇和湿地扇体系（据Galloway,1983）

二、冲积扇砂体结构

1.外部几何形态

冲积扇在平面上呈扇状或锥状，扇体横剖面呈底平顶凸的透镜体，纵剖面呈底平顶微凹的楔状体（图2－2），从山口向外，扇体厚度和砂砾层的单层厚度均由厚变薄、碎屑由粗变细，分选由极差变得较好。

2.相带分布

冲积扇内部的砂体分布十分复杂，规律性较差。

从源区向沉积区，大体可将冲积扇分为三个亚相。

（1）扇根：

亦称扇顶、扇头、近端、近基。

扇根靠近山口，其坡度角较大。

沉积类型主要有泥石流沉积（含泥、泥质砂砾岩）和（或）漫流沉积（含泥相对较少的砂岩），少量的河床冲填沉积和（或）筛状沉积。

砂体厚度大、粒度粗、分选差。

（2）扇中：

形成于中等坡度或低坡度地带。

一般由辫状河道沉积与泥石流和漫流沉积互层组成。

河道沉积中可发育大型的、多层系的交错层理；

其中砾石多呈叠瓦状排列，扁平面倾向山口。

泥石流沉积多呈块状构造，砾石分布杂乱。

漫流沉积常呈块状，亦可出现交错层理或细的纹层。

总的来说，沉积物粒度比扇根稍细，分选性比扇根好。

图2－2理想冲积扇的沉积相分布和地貌特征（据Spearing,1975）

（3）扇端：

亦称扇缘、远端相，分布于冲积扇的尾部，以低坡度角为特征。

扇端沉积作用以洪水漫流为主，形成砂、粉砂和泥质沉积物，可见波状和水平层理以及块状构造，砂层厚度变薄。

但扇端亦可发育辫状河道，形成分选较好的砂质沉积，其中发育交错层理、平行层理，可见砾石碎屑呈叠瓦状排列。

总的来说，砂体厚度较小，分选较好，但泥质可能较多。

由于冲积扇沉积作用快，纵横向岩性变化亦复杂，因此其微相划分通常比较困难。

目前对冲积扇的微相没有统一的划分方案。

3.垂向层序

一般地，巨厚的冲积扇体是由多次洪流形成的多个叶体的垂向叠加和侧向连接的复合体。

对于一次洪流形成的单层来讲，随着洪流能量的递减，垂向剖面上可略呈向上变细的正韵律，其底为冲刷面。

对于一个复合体来讲，若后继的叶体向山地退缩，则复合体呈向上变细的层序，为正旋回；

反之，若后继扇体不断向盆地内推进，则呈反旋回。

冲积扇体井下剖面的自然电位曲线表现为分层不明显的块状或带锯齿的块状。

若扇根部位的泥质含量较高，会使渗透率大为降低；

扇中部位因泥质减少而渗透率较高，自然电位幅度随之增大，而使得正旋回的岩性剖面出现漏斗状的反旋回测井曲线特征（图2－3）。

图2－3　　冲积扇粗碎屑岩的垂向层序和电性特征（据张纪易，1985）

三、冲积扇砂体的储集性

冲积扇砂砾岩体主要为粗碎屑岩。

由于冲积扇沉积作用的特殊性，并非所有的冲积扇粗碎屑岩体均可形成良好的储集层。

冲积扇体储集性是源区母岩性质、气候条件、沉积类型及相带等因素的综合函数。

当源区母岩泥质岩发育、植被较少，在气候干旱的条件下，泥石流十分发育，且漫流和河道沉积中含泥亦多，形成砾、砂、泥混杂、分选极差的泥质砂砾岩体，这种沉积的储集性能差，一般不构成储集层。

如果源区母岩泥质较少，且气候不十分干燥，甚至为潮湿气候时，泥石流不甚发育且主要分布于扇顶，冲积扇沉积则以少含泥的砾、砂混杂为特征。

这种沉积则可形成油气储集层。

从冲积扇的三个亚相来看，扇顶砂砾岩体的储集性能比较复杂，因为它既可有孔隙性差的泥石流沉积，又有储集性可变的漫流沉积（所谓可变，是指储集性随泥质含量变化而变化），又有储集性相对较好的河道冲填沉积，甚至可发育孔渗性很好的筛状沉积，储集层及其储集性能的好坏取决于这些沉积类型的相对比例。

扇中的储集性能则相对较好，辫状冲填沉积相对发育，沉积物经过一定程度的分选（但总的来说，分选性仍较差），含泥相对较少，因而具有一定的储集性。

扇端以漫流沉积为主，悬浮泥质相对较多，储集性相对较差。

冲积扇储层的岩石结构具有典型的“复模态”结构特征，表现为以砾石为骨架的大孔隙中部分或全部为砂粒所充填，而在砂粒间，又部分地为粘土所充填。

这种砾、砂、泥三者组成的错综复杂的结构组合，称为“复模态”结构。

在这种岩石结构中，孔隙分布亦十分复杂。

孔喉呈分散的多峰分布，微观孔隙的非均质性极为强烈。

总的来说，冲积扇砂砾岩体的储集性能十分复杂，在勘探开发这类储层时，要十分慎重，应具体情况具体分析。

第二节河流砂体

在长期缓慢沉降的地区，如果气候呈半干旱至潮湿特征，河流将是陆地上的主要地质营力。

它活动于冲积扇到三角洲平原之间，形成广阔的冲积平原。

广义的河流包括冲积扇上放射状分布的辫状河以及三角洲平原上的分流河道。

但通常把河流相局限于冲积平原上，即从冲积扇扇端到三角洲平原上第一个分流点这一地貌单元内的河流沉积物。

河流形态千姿百态，类型多变。

但归纳起来，可以分为顺直河、辫状河、曲流河和网状河四种型式，这也是当前河流沉积学中比较通用的分类（图2－4）这种河型分类是基于河道的辫状指数和弯曲度。

Rust（1978）提出了一个划分四种河型的指标（表2－2）。

但严格说来，河型变化实际上是一个连续谱图。

不同的河流具有不同的砂体分布型式。

表2－2　　河型分类指标

类　型

单河道（辫状指数＜1）

多河道（辫状指数＞1）

低弯曲度（＜1.5）

顺直河

辫状河

高弯曲度（＞1.5）

曲流河

网状河

图2－4　　河型分类图（引自Miall,1977）

一、顺直河砂体

顺直河是弯曲度很小，河岸比较稳定的单一河道河流。

顺直河的发育往往要求一些特殊构造或地理条件，如断槽或植被发育导致坚固的河岸等。

入湖三角洲因河流能量占主导地位，在三角洲平原上也常形成顺直型分流河。

但是，即使是顺直河，其河流底谷线（河床）也常常是弯曲的。

这种河流的沉积作用以填积为主，亦有少量的侧积。

因此，河流砂体以河道填积微相为主，另有较小的边滩。

河道砂体在平面上呈条带状，在剖面上呈底凹顶平的外部形态。

由于河道填积物只在沉积过程中发生粗略的分异作用，因而在垂向剖面上形成粗略的下粗上细的正韵律。

二、辫状河砂体

辫状河是一种宽而浅的河流，河道被许多心滩或冲积岛分割，水流呈多河道绕着众多心滩不断分叉和重新汇合。

心滩和河道都不稳定。

辫状河形成于坡降大、流量变化大、河岸抗蚀性差、易迁移、河载推移质/悬移质比例很大的环境。

一般在河流上游位置，由于坡降大，流量变化也大，搬运碎屑物质粗，很易发育辫状河。

故辫状河多发育于冲积扇与曲流河之间。

1.辫状河砂体几何形态

辫状河坡降大，流量变化大，以底载荷为主，推移质/悬浮质比较大，搬运碎屑物质粗，随自然地理环境不同可以有砾质辫状河和砂质辫状河，一般以含砾砂质沉积居多。

辫状河为宽而浅的河流，宽/深比大，因而砂体宽/厚比大，几何形态呈宽平板状，两侧较对称，平面形态为连续的宽带状。

由于辫状河岸质松，抗侵蚀性差，侧向迁移十分迅速，因此多个成因单元砂体在侧向上容易迁移成大面积连通的砂体。

2.微相砂体类型及内部结构特征

辫状河砂体主要为心滩坝和废弃河道充填砂体，而天然堤、决口扇等不甚发育。

心滩坝是辫状河中主要的砂体类型，包括纵向砂坝、横向砂坝和侧向砂坝（实际上属于纵向砂坝）（图2－5），其中纵向砂坝发育最普遍，而横向砂坝主要是随着季节性河流泛滥后流量减少而出现横流时而发育的。

砂坝可以是砂质坝，也可以是砾质坝，这取决于上游的供应物质。

辫状河心滩坝的主体部分是由多次沉积事件携带的碎屑物在一定环境下垂向加积而成的砂体。

由于各次沉积事件的洪泛能量强弱不同，而且变化无一定规律性，因而形成的碎屑沉积在纵向上粗细不同而且不具典型的向上变细的韵律，也无一定的沉积构造序列，发育大型板状交错层理和平行层理，亦可发育槽状交错层理。

这类无规则性的沉积砂体，在渗透率剖面上表现为高低交互变化的特征，而且内部不易沉积和保存泥质夹层。

辫状河在废弃时，可形成废弃充填河道砂体，砂体一般也较粗，这是由辫状河坡降大、水流能量大而且为慢速废弃的缘故。

但在河道废弃时，也可充填一些悬移质沉积，形成泥质薄层，其侧向分布不超过一个河道宽度，因而连续性较差。

图2－5辫状河沉积模式（据Galloway,1983）

我国陆相沉积盆地的辫状河比较发育，这与陆相盆地近源、大坡降有关。

特别是在盆地短轴方向，粗碎屑供应充足，坡降较大，物源区距湖盆中心较近，冲积平原狭窄，很易发育辫状河。

我国现已发现很多以辫状河砂体为储集层的油田，如胜坨油田沙二段2、3砂组辫状河砂体（2－6）。

砂体内粒度变化无规律，粒度中值为0.3～0.6mm，细砾分散于其中，分选较差；

交错层理发育，平行层理也较普遍；

顶层亚相不发育；

砂体内泥质夹层几乎不见，砂体几何形态呈带状，其中宽200～666m，局部连接成宽约2km的砂体。

三、曲流河砂体

曲流河以弯曲的单一河道为特征，比辫状河坡度小，河深大，宽深比小，携带的碎屑物中推移质／悬移质比小。

曲流河一般发育于下冲积平原。

1.曲流河砂体几何形态

曲流河属混合载荷河流和悬浮载荷河流，沉积物以砂、粉砂和泥为主，河流底部可有底砾岩，高弯曲度曲流河沉积则以粉砂和泥为主。

曲流河深度较大，宽/深比较小，河道两侧不对称，河底下凹，因而砂体几何形态呈顶平底凹且两侧不对称；

由于曲流河凹岸侵蚀、凸岸侧向加积，砂体平面形态显示弯曲边缘，呈串珠状曲流带。

高弯曲度河流砂体则呈鞋带状。

曲流河沉积具有明显的二元结构，下部层序具有向上变细的正韵律，顶层亚相发育，泛滥平原泥岩发育，在三维空间范围内，砂体体积小于周缘泛滥平原泥岩体积。

图2－6辫状河砂体岩相柱状图

（胜坨油田2－3－检1502井沙Ⅱ2）（引自裘亦楠，1992）

2.曲流河微相砂体类型及内部结构特征

曲流河砂体微相类型比较丰富，包括点坝、天然堤、决口扇、串沟坝等（图2-8），其中点坝是曲流河最主要的砂体类型，它属于河道砂体，而天然堤、决口扇、串沟坝等属于溢岸成因砂体，为曲流河的次要砂体类型。

（1）点坝砂体

曲流河点坝是在曲流河凸岸侧向加积而成的。

在曲流河活动过程中，凹岸不断受到侵蚀，凸岸则不断地侧向加积，河流曲率亦随之增大。

点坝砂体的基本建造单元为侧积体，一个点坝一般由多个侧积体组成。

侧积体是河流周期性洪水泛滥作用形成的沉积砂体，一次洪泛事件沉积一个侧积体，每个侧积体为一个等时间单元。

由多个侧积体组成的点坝砂体在平面上呈新月形（图2-7），在剖面上呈楔状（图2-8），在空间上则为规则的叠瓦状砂体。

据

此，薛培华（1991）提出了“点坝侧积体沉积迭式”（图2-8）。

图2－7曲流河沉积模式（据LeBlanc,1972，有修改）

点坝砂体在垂向上具有粒度向上变细、沉积构造规模向上变小的典型正韵律层序。

每个侧积体沉积时，从河床底部向岸，不仅由于水流能量的递减形成向上变细的粒度韵律，而且由于各处流速和水深不同，还导致产生不同的床形，一般是大型槽状交错层理向小型槽状和波痕交错层理递变，有时可夹有上部流态的平行层理。

粒度向上变细的正韵律层序反映在储层孔渗上，则是底部最粗的河床滞留沉积段孔隙度和渗透率最高，甚至为特高渗透率段，向上渐次变低，至顶部溢岸沉积最小。

侧积形成的点坝砂体，其层内不连续薄泥质夹层一般可分为两类：

一类是洪泛衰落期悬移质沉积，发生于每次沉积事件的末期，因此总是出现于砂体上部；

另一类是两次洪泛沉积事件之间沉积的侧积泥岩，披覆于侧积面上，与地层层面呈一定的交角。

这类侧积泥岩可以由于干裂破碎并被下一期洪泛冲走而不保存；

在快速加积条件下则可能较完整地保存于砂体中成为油田开发中的隔夹层。

在冲积平原上曲流河侧积点坝内，这类侧积泥岩可以从上点坝向下点坝延伸达砂体厚度的2/3处，而在河流常年水位以下则由于流水的冲刷而不能保存，因此这类侧积泥质夹层在点坝垂向剖面上一般在中上部出现，使点坝砂体表现为下半部连通、上半部隔夹层复杂分布的所谓“半连通体”（裘亦楠，1985，薛培华，1991）（图2-8）。

（2）溢岸沉积砂体

除点坝外，曲流河还发育有天然堤、决口扇、串沟坝等溢岸沉积砂体，这类砂体在曲流河砂体中仅占次要地位。

天然堤发育于河道两侧堤岸，一般为细砂、粉砂与泥岩薄互层，并可生长根系。

决口扇是在洪泛时期河流决口而在泛滥平原上形成的扇状砂体，一般由细砂和粉砂组成，泥质杂基含量较高；

串沟坝是在洪峰时曲流河截弯取直而在退洪时垂向加积形成的条带状砂体，砂体较粗，但含泥量可能较高。

这些砂体规模一般较小，与广泛发育的泛滥平原泥岩在剖面上形成砂、泥岩间互，位于点坝砂体之上，构成曲流河典型“二元结构”的上部层序。

在平面上，这些砂体可将各河段的点坝串通成一个曲流带砂体。

但是，溢岸沉积砂体由于粒度较细、分选较差，含泥量较高，孔隙度和渗透率一般较低，常形成低渗透砂体或致密砂体。

因此，在一个曲流带砂体内，渗透率的平面差异较大。

图2－8点坝侧积体沉积迭式（据薛培华，1991）

曲流带砂体的侧向连续性与河道宽度和弯曲度有关。

河流发生冲裂改道时，则老曲流带废弃，新曲流带开始形成；

不同曲流带砂体的连通程度则受沉积速率、沉降速率和河流冲裂改道频率之间的相对大小所控制。

沉积速率相对较快、沉降速率相对较慢时，易于形成相互连接成片的砂体；

反之，则为孤立砂体。

在我国中、新生代含油气盆地中，高弯度曲流河一般发育于盆地的长轴纵向沉积体系和盆地萎缩期。

松辽盆地萨尔图油田东北部葡Ⅰ2砂层是比较典型的高弯度曲流河砂体。

葡Ⅰ2砂体呈典型的点坝层序（图2－9）。

砂体底部以冲刷面与下伏泛滥平原泥岩呈突变接触；

剥蚀面之上为含砾中砂岩，其中砾石有源区母岩和层内泥砾；

向上依次为具大型槽状或板状交错层理的细粒至中粒砂岩，小型交错层理砂岩，波痕交错纹层的粉、细砂岩；

最上部为带根系和成土现象的泛滥平原块状泥岩。

一个完整的点坝层序厚5～7m，内部可分3～5个小韵律，每个韵律上部夹薄层粉砂质和泥质夹层；

砂体连续稳定，几何形态简单，一个曲流带宽800～1000m，渗透率1000～2000×

10-3μm2。

该砂层是萨尔图油

田第一主力油层。

图2－9曲流河砂体岩相柱状图（大庆油田中检3－23井葡Ⅰ1+2层）（据裘亦楠，1992）

四、网状河砂体

网状河又称为网结河，是沿固定的心滩绕流的多河道河流。

河道因心滩坚固而稳定。

网状河的二维河流样式与辫状河相似，而最主要的差别在于网状河河道稳定，具有较低的宽深比，因而具有排列完好的三维空间组合（图2－10）；

而辫状河具有高的河道宽/深比，以快速的迁移为特征，因而在三维空间上缺乏有序的排列。

另外，网状河还以具有规模大的天然堤为特征，而辫状河几乎不发育或只有很低的天然堤。

网状河的形成需要一些特殊的条件：

沉积盆地必须连续下沉或控制盆地的局部基准面上升以保证河道以迅速而连续的填积；

注入盆地的沉积物必须足以保持冲积平原环境；

岸质抗冲性强，以使河岸、天然堤得以稳定，因此，潮湿气候条件下植被比较发育时，更有利于网状河的形成。

最适于网状河的构造环境是构造上活跃的山间盆地和磨拉石山间平原。

由于网状河呈固定的交织状多河道河流，而且沉积与沉降速率保持较长时间的均衡补偿，因此砂体几何形态呈典型的窄而厚的交织条带状砂体（图2-10）。

砂体主要类型为河道填积砂体。

砂体粒度较粗，常含砾。

填积作用属于快速充填式的沉积，碎屑物只是在沉积过程中受重力作用而粗略分异，先粗后细地沉积，使得形成的砂体具有粗略的正韵律层序。

由于河道不断的沉降和填积，形成了多次充填叠加的砂体，即多个正韵律单元叠加成较厚的砂体，砂体具大型交错层理。

在河道最终废弃时，可能演化成小型曲流河而沉积小型点砂坝。

在各个正韵律间可能保存河道内短暂废弃时充填的泥质、粉砂质薄层，成为砂体内连续性相对较好的隔层。

图2－10网状河沉积环境理想模式（引自G.klein,1985）

网状河的其他砂体类型有天然堤和小型决口扇砂体，但不占主导地位。

国外已有许多网状河砂体作为油气储集层的报导。

我国陕甘宁盆地马岭油田延10组储集层被认为是近似于网状河而属于限制性河谷充填沉积。

这套沉积是马岭油田的主力油层。

以砂砾岩为主，占剖面上70%的厚度，矿物成熟度低，局部可见泥石流沉积。

岩相层序为多个小正韵律组成的总体和上变细的层序。

每个小韵律上有厘米级厚度的废弃充填物（纹层状粉砂或泥岩）。

砂体内发育数十厘米厚的大型交错层理。

砂体呈典型的鞋带状，宽仅数百米，各层河谷继承性相当强（图2-11）。

储集层由于遭受强烈的成岩作用，已成为低渗透储集层。

图2－11网状河（限制性河谷充填）砂体几何形态（a）和岩相剖面图（b）

（陕甘宁盆地马岭油田延10层）（引自裘亦楠，1992）

第三节湖泊砂体

湖泊是周围为陆地环绕的、比较稳定的水体。

世界上现代湖泊不多，总面积只有250万km2，仅占全球陆地面积的1.8%。

我国现代湖泊面积亦只有8万km2,不到全国陆地面积的1%。

然而，在中、新生代时期我国湖泊很发育。

我国自中生代以来，由于海水大规模退出，陆地扩大，发育了众多的、面积较大的湖泊，如陕甘宁盆地在晚三叠世时期的湖泊面积达9万km2，相当于20个现代的青海湖；

松辽盆地在白垩纪青山口组一段和嫩江组一段沉积时期的面积分别达8.7万和15万km2。

我国目前探明的石油储量及石油产量有百分之九十以上是来自中、新生代的湖泊沉积。

因此，深入研究湖泊砂体的分布及其储集性能对我国石油勘探和开发具有十分重要的意义。

湖泊四周紧邻陆地，陆源物质供应十分丰富，因此湖泊砂体（包括砂岩体和砾岩体）十分丰富，类型亦很多。

目前对砂体类型的划分和命名尚不统一。

综合考虑砂体在湖内所处的位置及砂体成因，大体将湖泊砂体划分为以下类型：

三角洲砂体、浅水滩坝砂体及深水浊积砂体。

它们在湖盆内的分布如图2-12、13所示。

图2－12断陷湖盆深陷扩张期沉积相示意图（据吴崇筠，1992，有修改）

AF—冲积扇；

BR—辫状河；

BD—辫状河三角洲；

NT—近岸浊积扇；

FT—远岸浊积扇；

LT—浊积透镜体；

SL—浅湖区；

DL—深湖区；

SF—水下冲积扇（水进型扇三角洲）

图2－13断陷湖泊收缩期沉积相示意图（据吴崇筠，1992，有修改）

MR—曲流河；

MD—正常三角洲；

B—MD—辫状河—正常三角洲；

FD—扇三角洲；

DL—深湖区

一、三角洲砂体

三角洲这一概念我们并不陌生，但过去主要是指曲流河入湖形成的正常三角洲。

实际上，广义的三角洲包括正常三角洲、辫状河三角洲和扇三角洲。

正常三角洲是指岸上平原区曲流河进入湖泊（海）浅水缓坡处形成的砂、泥质、形似三角形的沉积体。

目前常说的三角洲是指这种正常三角洲，也有人称其为长河流三角洲（吴崇筠，1992）。

辫状河三角洲是由辫状河体系（包括河流控制的潮湿气候冲积扇和冰水冲积扇）前积到稳定水体（湖、海）中形成的富含砂、砾的三角洲。

而扇三角洲是从邻近高地直接前积到稳定水体中的冲积扇（A.Holmes,1965）。

各种三角洲的分类标志如图2－14所示。

图2－14正常三角洲、辫状河三角洲和扇三角洲的分类标志

（据Mcpherson,1987）

湖泊中各类三角洲均具有特征的三带（层）结构。

在平面上，从岸至湖依次出现三角洲平原带、三角洲前缘带和前三角洲泥带；

垂向剖面上三层叠置，其层序视三角洲的进退而变化。

但不同类型三角洲的沉积特征有一定的差别。

1.正常三角洲

正常三角洲即通常所指的三角洲。

因其分布于离物源区较远的位置，河流入湖前流程较长（图2－15），因此，亦称其为长河流三角洲（吴崇筠，1992）。

三角洲具三带（层）结构，砂体主要分布于三角洲平原相和前缘相。

图2－15湖盆中各类三角洲的分布位置示意图

（1）三角洲平原相砂体

三角洲平原相位于河流下游第一个分流点至湖岸之间的三角形岸上部分，以分流河道沉积和河道间漫滩沉积为特征。

平原相的有利储集砂体以水上分支河道砂体为主，另外，还发育天然堤、决口扇或废弃河道砂体，但规模小、厚度薄，在平原带砂体中占次要地位。

河漫滩地区因为离湖近，地下水位高，易于生长植物，故除粉砂和泥质外，经常有碳质页岩甚至煤层，这是三角洲平原相的重要特征，也是重要的鉴别标志之一。

分流河道砂体是三角洲平原相的主要砂体类型。

主河道分流后，河道弯曲度减小，一般地，分流河道砂体存在两种类型，即弯曲型分流河道砂体和顺直型分流河道砂体。

在鸟足状三角洲中，弯曲型分流河道发育于上游，随着向湖区的不断进积，愈来愈以顺直型分流河道为主。

单个分流河道砂体沿水流方向呈条带状，剖面上呈顶平底凹的几何形态，嵌于分流间泥质沉积之中。

其中弯曲型分流河道砂体的内部结构类似于曲流河，沉积作用以侧向加积为主，具向上变细的正韵律层序，但砂体规模比曲流河要小得多；

顺直型分流河道砂体则以填积作用为主，这类分流河道形成后的活动期很短，从形成河道，沉积物充填到断流转移，是在一个短暂的时间单元内完成的，碎屑物的沉积充填也往往是河道废弃的主要原因，这种快速充填式的沉积受重力作用的粗略分异，形成了粗略的正韵律层序，其形成的渗透率韵律的级差比侧积点坝砂体要小。

有时，不同时间单元的多个分流河道砂体交互垂向叠积成一个厚砂层，

则形成多重复合正韵律层序。

分流河道在平面上多呈树枝状，有的呈平行条带状，同一时间单元内主分流河道和多条次分流河道同时活动沉积，而且分支流废弃改道频繁，因此，在三维空间上，多个分流河道砂体呈“迷宫状”分布，即为多个小砂体的十分复杂的空间组合（图2—16）。

沿水流方向，砂体呈条带状，连续性好，但在垂直水流方向上，砂体呈顶平底凹的透镜状，横向连续性差。

图2-16三角洲平原分流河道砂体三维分布模式

（2）三角洲前缘相砂体

三角洲前缘带是三角洲中砂体集中发育带，处于河口以下的滨-浅湖缓坡区，是河