辫状河心滩是一类很重要的沉积相，国内很多陆相油田沉积背景为辫状河。河流相储层的非均质性一直是提高采收率的制约因素。目前，国内很多油田的勘探开发已经进入到寻找剩余油的阶段，对研究对象的研究精细程度要求越来越高，这就要求地质工作者对研究对象进行精细解剖。河流相砂体作为国内很多油田主要的储集岩体，一直是储层研究的重点。前人对曲流河的特征以及边滩特征做了很多工作，且取得的认识在指导曲流河储层勘探中应用效果良好。目前辫状河的储层构型方面的研究还相对欠缺，一方面是因为辫状河的规律性不如曲流河，另一方面这方面的工作才刚展开。
前人对辫状河心滩的研究主要集中在井下古代砂体内部结构及非均质性的解剖，涉及现代沉积较少。侯加根等２００８年通过黄骅坳陷孔店油田辫状河砂体的研究，建立了心滩砂体的三维构型模型，分析了心滩储层含油气差异的成因。刘钰铭等２００９、２０１１年利用油田钻井资料，建立了心滩的模型，探讨了辫状河内部夹层的表征方法，分析了心滩内部夹层对剩余油分布的控制作用。李顺民等２０１１年通过油田资料研究，提出了砂坝不同位置钻井钻遇砂体的配位模型。白振强２０１０年通过对萨北油田的研究，提出“叠覆泛砂体”河道砂体构型模式，认为辫状河内的夹层基本为水平状分布，水淹程度高，剩余油少。
陈莉等２０１２年认为心滩砂体与河道砂体的区别就在于落淤层。陈玉琨等２０１２年［７］通过现代辫状河几何参数统计，分析了河道宽与心滩坝、辫状河规模的关系式，并在模式指导下矫正沉积相图心滩展布的形态。余成林等２０１２年建立了心滩理论模型并分析了落淤层展布规律及特征。随着技术的兴起，沉积学的研究手段也增多，比如探地雷达、实验模拟研究、露头的精细解剖、现代河流的详细研究，都为我们更好地认识辫状河砂体提供了条件。
“将今论古”是沉积学研究的重要法则，也是很多时候我们展开研究工作的切入点。现代沉积的研究触手可及，对现代辫状河的研究精细程度决定了我们认识古代河流的程度。毕竟井下资料有限，在还原心滩真实情况方面具有一定的局限性。本次研究主要以赣江南昌段江心洲现代沉积为例，探讨其不同部位沉积物特征及其水动力特征，动态分析江心洲发育过程中不同部位的差异性，以希望对心滩储层非均质性研究起到指导作用。
1现代心滩特征研究
11概述
本次研究的江心洲位于赣江的中下游，横穿南昌市区的河段（图１）。
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１?２ 水动力及沉积特征分析
江心洲的不同部位受到的水动力差异较大，
因此沉积物特征差异也较大。水动力的强度控制
了沉积物的粒度及分选，进一步控制了辫状河砂
体的物性特征［１３］。沉积作用的方式是对辫状河砂
体内部非均质性最主要的控制因素［１４］。下文将就
江心洲不同部位具有代表性的沉积物特征进行简
要的介绍。各考察点的具体位置在江心洲的平面
分布见图１。
考察点１位于江心洲最南端迎水面的位置，
即江心洲的头部。沉积物分布的宏观特征为横向
上连续性较好的粗砂及细砾，并呈层状分布。砂、
砾石的分选及磨圆均较好，没有或者很少有泥质沉积（图２（ａ））。挖开的小剖面显示沉积物的在垂向上具有韵律性（图２（ｂ）），可见明显的旋回，反
映了水流强度具有周期性。
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反映。江心洲的头部受持续性的水流作用，沉积
物粒度粗、砂质干净、泥质等细粒沉积物无法沉
降或者极易被淘洗并被搬运。
考察点２位于江心洲迎水侧，但地貌上为局
部洼地，沉积物为纯的泥质，并沿着洼地分布（图
３（ａ）），表面可见很多螺（图３（ｂ））。其形成过程
为：首先在江心洲迎水侧强水流时期形成冲坑，
后期的静水期悬浮于水中的泥质沉积物发生沉积，
形成江心洲头部迎水侧横向上分布局限的泥质落
淤层。
考察点３位于江心洲的侧翼，受到的水动力
作用也是持续的，因此泥质落淤层不发育。江心
洲侧翼的沉积物主要为砂和砾石（图４）。另外，
泥质落淤层板结之后龟裂，在强水流作用下破碎
后易于形成泥砾沉积于砂砾质沉积物中（图５）。
泥质落淤层在江心洲顶部近于水平，内部表面长草，减少了水分的蒸发量，因此泥质板结层横向
上连续（图５（ａ）、（ｂ））。不同期次的沉积物堆积
形成了不同期次的砂－泥交互的特征（图５（ａ））。
泥质板结层的边缘水分蒸发较强烈，龟裂呈块状
（图５（ａ）），并且在没有草覆盖的部分，也发生龟
裂（图５（ｃ）、（ｄ））。洪水期，水动力作用较强，
侧向水流将泥质板结层边缘泥质碎块打碎搬运并
发生沉积形成泥砾（图５（ｅ））。
考察点４位于江心洲的顶部。顶部的表层为
一层细砂，表面生长草类植物（图６（ａ））。剖面显示砂质沉积物和泥质沉积物的界限比较分明，并
且泥质层及砂质层都近于水平，为典型的垂向加
积的结果（图６（ｂ））。
考察点５位于江心洲的顶部靠尾部的部位，
地势较高，可以见到好几期次的砂－泥质板结层
的旋回（图５（ａ））。另外江心洲的尾部受到回旋水
流的作用，坡度较陡（图６（ｅ））。
考察点６位于江心洲的另一翼，其沉积物以
分选、磨圆等均较好的粗砂、细砾构成，可见韵
律及交错层理，反映了侧翼沉积时期水动力也较强（图６（ｃ）、（ｄ））。
在江心洲不同部位沉积物特征考察的基础上，
分析了沉积物在平面及剖面上的分布特征（图７和
图８）。泥质落淤层（或者蒸发形成板结层）的平面
分布范围主要位于江心洲的顶部，横向上较为连
续，只有迎水侧的局部冲坑内的落淤层横向上不
连续。另外，落淤层在迎水侧最不易保存，而顶
部和尾部相对易于保存（图７）。江心洲的头部基
本上没有泥砾，而侧翼泥砾较多。迎水侧的侧翼
坡度较缓，沉积物主要为粗砂、细砾及泥砾。另
一翼水流能量相对较小，且有水流的回旋掏蚀，
因此坡度较陡。
江心洲的剖面示意图见图８。横剖面可见落
淤层发育的范围一般比较居中，且近于水平。长
期受到水流侵蚀的一侧坡度较缓，而且泥砾发
育。而在水流相对较弱的一侧，坡度较陡，可见
明显的泥质板结层和砂砾层的互层，且泥质板结
图７ 江心洲平面沉积物分布
Ｆｉｇ?７ Ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｓｅｄｉｍｅｎｔｓｉｎｃｅｎｔｒａｌｂａｒ
层很少被打碎形成泥砾（图８（ａ））。纵剖面可见江
心洲的头部泥质落淤层很难保存，沉积物主要为
连续的砂砾质沉积物，基本上没有泥砾（图８
（ｂ））。落淤层主要位于江心洲的顶部及尾部，且
近于水平。
江心洲的不同部位沉积时期水动力差异很大。
江心洲头部为迎水一侧，水动力强，沉积作用以
侧积和加积为主，沉积物以砂砾为主，发育交错
层理，基本上无泥质落淤层，但地势低洼的冲坑
内发育局部质纯的泥质落淤层。翼部以砂砾沉积
物为主，含有早期泥质落淤层板结后打碎而成的
泥砾，侧积和垂向加积为主，发育交错层理。顶
部沉积方式基本上为垂向加积，落淤层和砂层近
于水平，水平层理或者平行层理发育，沉积物粒
度细，为洪水期水位变高且相对静止时的分异沉
积的结果。水流在江心洲的尾部再次汇合，但水
动力能量减弱，落淤层向尾部延伸。通过沉积物的分布及特征分析，发现：（１）泥质落淤层的分布
主要位于江心洲的顶部，且近于水平，如果埋藏
成岩后，对于非均质性的影响主要为垂向上的，
侧向上的阻挡能力较弱。（２）江心洲的头部和两侧
的翼部砂砾质沉积物连通性较好，如埋藏成岩，
垂向上也具有较好的连通性。
１?３ 江心洲形成过程
江心洲的沉积物分布特征及落淤层的分布与
赣江的周期性水文环境有关。洪水期时，水量充
足，水动力强，两侧环形水流将粗粒沉积物堆积
在河道的中央（图９（ａ））。当河流下游水量蓄积到
一定程度后，产生涌水，也即是河流的憩水期，
悬浮物质易于发生分异［１５］。此时河流的搬运能力
减弱，粗粒沉积物减少，悬浮在水体中的泥质细
粒沉积物垂向加积，并在粗粒沉积物之上形成一
层侧向连续的泥质沉积物，即落淤层（图９（ｂ））。枯水期，河流的水量减小，赣江及鄱阳湖的水面
下降，江心洲露出水面。江心洲两侧的河道有持续性水流，并且水动力在枯水期要强于静水期，泥质沉积物不易保存而被冲走。露出水面的部分在日照作用下水分蒸发并形成泥质结壳。泥质结壳的边缘部分（图９（ｃ）中虚线框中的部分）相对于内部水分蒸发更加强烈，形成龟裂，而泥质结壳的内部表面易于长草，减少蒸发量并形成板结的泥质层。洪水期再次到来的时候，强烈的水流将泥质结壳边缘龟裂的部分打碎并搬运至江心洲边缘部分发生沉积，混于粗粒沉积物中。如此循环便堆积成现今的江心洲特征。泥质落淤层的保留程度和河流的侵蚀及冲刷关系密切［１６］，分析现代河流落淤层的沉积及改造为认识古代心滩非均质性提供很好的参照。
２ 结 论
（１）江心洲不同部位沉积物差异较大，迎水侧的头部沉积物粒度较粗，分选和磨圆都非常好，内部无泥质夹层，连续性非常好；侧翼也是受持续性水流作用的地区，沉积物也以粗粒沉积物为主，与头部不同的是常常含有泥砾，尾部水动力较弱，利于落淤层保存。
（２）落淤层的分布局限，主要位于江心洲的顶部和尾部，且近于水平，侧翼的落淤层在水流长期冲刷的过程中不易于保存。
（３）江心洲落淤层对非均质性的影响主要是垂向上的，很少有类似曲流河侧积体之间的落淤层特征。受流水的冲刷，江心洲头部和迎水侧垂向上的连通性也较好。