T182-2004)附录H、J、K。参考广东海堤计算
缓坡滩坝砂油藏沉积受古地貌、古水动力、沉积基准面变化的控制，油气成藏受地层压力、断裂和有效储层的控制，建立了基于古地貌-沉积古环境要素的储层宏观模型。
（一）高精度古地貌恢复
古地貌是指在地层沉积时湖盆的底形特征，是控制盆地沉积相展布与砂体分布的主要因素之一。尤其对于不受物源的直接控制的滩坝砂体，其空间展布受古地貌的控制作用更为明显。因此，定量恢复古地貌对预测滩坝砂体的有利分布区带具有重要意义。
1.方法原理
常用的古地貌恢复方法有残留厚度和补偿厚度印模法、回剥和填平补齐法、沉积学分析法以及层序地层学恢复法等，这些方法多从不同角度恢复古地貌特征，一般在较小区域内、古地形起伏变化较大时可以得到较为真实的结果。对于滩坝砂沉积的宽缓沉积背景上微小地形起伏（坡角20°以内），由于古水深变化、沉积补偿不均衡、岩石沉积后压实不均、断层等因素影响，导致古地貌恢复结果必然存在相当大的误差，甚至出现相反的结果。本次研究应用沉积学分析与高分辨率层序地层学分析结合，地质统计与地震资料结合，探索一套相对完善的高精度古地貌恢复技术，实现古地貌的高精度恢复。
沉积学古地貌恢复法的研究内容主要有：通过古地质图了解沉积前的古构造格局、各地区的剥蚀程度等，从区域上了解研究地区的古地形特点；通过研究古构造发育特点，揭示构造抬升区块和沉降区块；根据沉积相产出特点和规律进行古地貌与古环境分析；研究沉积地层发育特点和沉积体系时空配置特征；勾画出当时的剥蚀区和沉积区，分析沉积体系的发育程度与背景条件，判别当时的沉积体系发育类型特点与水动力条件以及地层的时空配置关系和总体地形式样。
但需要注意的是，利用地层等厚图时必须尽量恢复出沉积与剥蚀关系，特别是建立沉积量与近距离剥蚀量的关系；同时，还应考虑不同岩性的压实率差异。另外，应注意差异构造运动的影响，如果差异构造运动大，则现今的埋藏地貌与原始地貌之间会有较大差异，古地貌恢复将更复杂。
高分辨率层序地层学方法恢复古地貌的关键是对比参照面的选择，目前常用的是沉积基准面和最大湖泛面。基准面是一个连续光滑的曲面，在不同的沉积体系发育位置，其曲率大小不同，基准面的形态在一定程度上可以反映沉积古地貌的形态；最大湖泛面在实际对比中更容易从地震和岩性剖面上进行识别，因此具有更好的实际 *** 作性。因此，可以在地层剖面对比中将二者结合进行古地貌的恢复。
2. *** 作流程
高精度古地貌恢复技术的流程如下：选取等时基准面（即0标准层）；对不同井中的地层分别进行厚度校正、压实作用的校正，恢复出沉积时的真实厚度；进行差异构造校正；综合各种基本地质图件，同时结合古构造发育特点等求取本区的背景系数，做背景校正。
1）等时基准面的选取
选择不同的等时基准面，恢复出的古地貌会有较大的差别。选择合适的等时基准面，可以有效地降低古地形恢复的难度，提高效率，增加古地形最终恢复结果的真实度。
一般说来，等时基准面的选取要符合以下原则：目的层到等时基准面的沉积过程中尽量没有大的构造变化，地层连续沉积，不存在大的地层缺失或剥蚀；沉积年代足够长；在全区分布比较连续。结合东营凹陷沙四上亚段地层的实际地质特点，可以选择T7作为等时基准面。
2）压实校正系数的求取
地层在埋藏过程中，由于受到上覆地层压实作用的影响，地层孔隙度减小、流体排出，地层厚度会发生一定的变化。为了恢复当时沉积的真实厚度，需要对现今厚度进行压实校正。压实作用的强弱主要由两方面决定，分别是上覆沉积物的重量和地层自身的岩性特征。对于埋藏较深的地层，其压实校正系数可以用以下公式近似求取：
F=（D+H)×Y （5-7）
其中：F为压实校正系数；D为深度比例因子，多为经验值；H为实际深度；Y为岩性因子，可以用反演后的波阻抗资料代替求出。
岩性因子服从统计规律，在各个油田资料基础上，统计出岩性与岩性因子的相关关系对应表。当深度较小时，压实校正系数与深度成指数关系，随着深度的逐渐增加，压实校正系数近似成正比例关系。在式5-7中，深度比例因子的确定多为经验值，胜利油田的深度比例因子经验值为2000～3000。
通过压实校正前后的古地形恢复图对比，压实校正前后的差别是较大的，而深度比例因子的变化影响程度相对来说要小的多（图5-73）。
图5-73 东营凹陷沙四上压实校正前后的古地形恢复图
岩性校正要注意对校正后的深度进行真实还原，校正前与校正后的绝对落差要一致，只有还原后才可以做量化，最终求取的地层倾角才是真实倾角。
3）差异构造校正
古构造往往也会引起沉积的差异，因此为了古地形恢复的真实性，需要进行差异构造校正，就是指针对构造作用引起的这些沉积差异所做的校正。主要包括断层校正、剥蚀补偿等。
根据断层的发展历史可以将断层分为同生断层和后生断层。后生断层是指沉积后形成的断层，不会产生沉积的差异；而同生断层是边沉积边断裂，上升盘与下降盘的沉积发生了极大的差别，所以断层校正指的就是同生断层校正。在古地形恢复中，若是选取的基准面和目的层这个层段存在同生断层，则需要进行断层校正。如果不对其进行校正，会出现古地貌根本不存在的陡崖现象，大大降低了古地貌恢复的真实程度。
断层校正的基本思路是：选取上升盘沉积厚度为参考值，分别计算断层面附近的上升盘沉积厚度平均值和下降盘沉积厚度平均值，用二者的比值作为压缩因子对下降盘的沉积厚度做校正。当区域内存在多条同生断层时，则按照一个固定方向依次对每一条同生断层进行断层校正。比较断层校正前后，可看出断层的影响明显减小，校正后不存在断层引起的陡崖现象，整个古地貌更加符合实际。
在盆地演化过程中，部分地区会由于地层抬升而发生剥蚀作用，使得残留地层厚度发生了明显变化，甚至部分地区引起地层缺失。因此，在进行地层沉积原始厚度恢复时，需要对剥蚀厚度进行补偿，其基本原则是利用相邻的同时期沉积的无剥蚀地层的厚度做参考，依据地层的整体趋势对剥蚀区的地层进行补偿。
4）背景校正
由于选取的0标准层是地震资料解释的一个层面，这个层面大多数时候都不能符合等时基准面的全部条件，恢复出的古地形也就存在着一定的误差，需要对其校正。利用各种基本地质图件，同时结合砂体等厚图、古构造特点、古水深资料、现今构造特点等确定恢复区域的背景系数，进行背景校正，这样恢复出的古地貌更接近于真实。
背景系数的选择也是一个十分关键的步骤，选择合适的背景系数能使恢复出的古地貌更可信。但如果过分地对选取的等时面进行调节，反而会降低恢复结果的可靠性。
3.效果分析
在东营凹陷南坡，选取T7作为0标准层；对地层的压实作用做压实系数校正，选取的深度比例因子是2000；在差异构造校正后做背景校正，综合利用各种基本地质图件，同时结合砂体等厚图、古构造特点、现今构造特点等，本区背景校正经验系数为0.2。最终得到一个高精度的古地形恢复图（图5-74）。
图5-74 东营凹陷南坡西段沙四上纯下段古地形恢复图
从图中看出，通过上述一系列方法恢复出的古地貌形态基本消除了断层的影响，不存在断裂发育部位古地貌形态发生突变失真的现象。将用地层厚度法和完善后的古地貌恢复技术得到的古地貌图与实际钻探情况相比较，发现后者较前者更加符合博兴洼陷滩坝砂岩的平面分布规律，与实际钻井情况也比较吻合。
（二）古水动力恢复
滩坝砂体形成于水体较浅的滨浅湖地带，其发育受控于水动力分带，受波浪和沿岸流的影响明显。而波浪的形成又是受风的影响。因此通过古水深、古风力恢复确定波浪能量分带特征，从而建立古水动力分带模型，为滩坝砂体的预测奠定基础。
1.古水深恢复
通过多种方法进行古水深的恢复，主要包括相序法、波痕法和底栖藻法。
1）相序法
根据滩坝砂的沉积物颜色、岩性组合、测井曲线和在湖盆中的分布位置可以将滩坝分为不同的类型，它们是在不同的水动力条件下形成的。一般来说，每一期滩坝的形成就是一次古水深的变化。因此可以利用湖盆中不同位置不同类型的滩坝砂体最大厚度来定量计算湖泊古水深，称为“相序法”，这是定量恢复古水深研究的一种新方法。
根据不同沉积动力带形成不同类型滩坝的原理，结合滩坝分布位置和滩坝厚度可以知道，在正常浪基面之上每个带内的单个坝砂体的厚度相当于沉积时的古水深，即滩坝砂体所能堆积的最大厚度不超过水体的深度（图5-75）。沿岸坝古水深即沿岸坝的厚度，为H3，近岸坝古水深为近岸坝的坝高与沿岸坝的坝高之和，即H3+H2，远岸坝古水深为沿岸坝、近岸坝、远岸坝的坝高之和，即H3+H2+H1，同样道理，风暴滩坝形成的古水深是风暴浪基面之上所有坝砂高度的累加，即H3+H2+H1+H0。所以只要知道各个带内的单个坝砂的最大厚度就可以计算出古水深。该方法的关键是识别出不同相带的滩坝沉积，并计算出各相带滩坝的最大厚度。
图5-75 用坝砂厚度计算古水深模式图
2）波痕法
波痕是直接受波浪作用形成的一种沉积构造，波痕的形态主要受水动力强弱、水体深度和沉积物性质等决定，根据前人对古波痕的研究，可以找到相应的数学表达式来描述古水深及古波痕的定量关系，因此可以通过测量岩心中残留的波痕参数、结合沉积物特征来定量恢复波痕形成时的古水深。
为了使计算结果比较准确，所选取的波痕需满足一定的条件：最大的波痕对称指数不超过1.5，垂直形态指数不超过9。图5-76是描述波痕与运动水体之间关系的示意图。
图5-76 描述波痕术语与水介质运动关系示意图
Miller和Komar（1980）在研究资料中指出：
对于对称波痕，如果波痕波长λ（cm）与沉积颗粒直径D（μm）之间满足λ＜0.0028D1.68，则有：
近底水质点运动轨道直径d0可以用下式表示：
d0=λ/0.65 （5-8）
沉积物开始运动的临界速度Ut可用下式来表示：
成熟探区油气精细勘探理论与实践
式中，ρ为水介质的密度；ρs为沉积物的密度；g为重力加速度。
相对于临界速度Ut，所对应的水波波长为Lt，其有如下关系：
成熟探区油气精细勘探理论与实践
Komar（1974）的研究表明：
Hmax=0.142×Lt （5-11）
式中，Hmax为最大波高。
在浅水区，Diem（1985）给出的经验公式为：
h=H/0.89 （5-12）
式中，h为沉积古水深。
最后通过Komar和Diem分别给出的经验公式5-11和式5-12可得出最终的沉积古水深计算公式为：
成熟探区油气精细勘探理论与实践
式中，h为沉积古水深，m；λ为波痕的波长，cm；D为沉积物颗粒直径，mm；ρ为水介质密度，g/cm3；ρs为沉积物的密度，g/cm3。
表5-13为根据上述公式计算的不同沉积相对应的古水深。
表5-13 波痕与古水深关系
3）底栖藻法
滩坝发育于湖滨和浅水地区，水动力相对较强，介形虫等一些具硬壳的生物容易受到湖水的来回搬运而远离其初始的生长环境。研究人员根据海藻的生活习性，把海藻分为浮游藻和底栖藻两大类型，其中栖息在海底的藻类称为底栖藻。它们在退潮时能适应暂时的干旱和冬季暂时的“冰冻”等环境，只要海水一涨潮，它们便又开始正常的生长发育，因此它们基本上为原地生长，代表了原地的水体环境。它们在水底靠光合作用生长，受太阳光入水强弱变化控制，因此不同类别有不同生存深度，对水体深度指示较灵敏。现代研究发现，湖盆中也同样有底栖藻的存在。因此利用沉积物中藻类遗体在平面上的分带分布特征，可以恢复其所在位置的古水深。根据前人的研究以及本次补充的部分资料，确定了利用古生物确定古水深的判定标准（表5-14）。
表5-14 东营凹陷沙四上亚段古生物古水深估算标准
2.古波浪水动力恢复
波浪是形成滨浅湖滩坝最重要的水动力，其形成主要受风的影响，水面上吹刮的风将风能传递给湖水形成波浪，波浪传播过程中几何属性和动力性质变化又受到水深和地形变化的影响。所以研究风动力和波浪能量变化对于滩坝的形成具有重要的意义。
1）古风动力
根据前人对始新世（古近系中期）全球及中国古气候的研究成果。始新世时期全球古气候呈明显的南北分带性，表明当时古气候受行星风系影响而非受季风影响。济阳坳陷正处在行星风系西风带和副热带高压带接触带的位置。此外由于行星风系作用，北半球西风带在遇到副热带高压带时常出现顺时针外旋的反气旋，使风向发生偏转，转为西北风或北风。根据以上分析推断，在沙四上时期，济阳坳陷所处位置主要盛行西北风或北风。
风速为风区内的平均等效风速；风速的取值标准为海面上10m高度处，定时4次2min平均最大风速。对于风浪的计算关键之一是计算公式的选取。目前国内外用风速推算风浪要素的公式很多，这些公式虽然都曾经过大量观测资料的验证，但各公式所依据的资料不尽相同，对各种地形条件的适应性也不一样。通常采用3～5种方法进行计算，经分析比较，采用最适合特定风区的计算结果，本次对滩坝的研究主要是用了5种常用的风速计算方法。用这几种方法的平均值作为东营凹陷滩坝形成所需的风速。根据风速和风力的关系，可以推测出滩坝形成所需的风力。相关公式如下：
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其中，H为平均波高，m；F为风区长度，km；V为风速，m/s；d为水深，m；g为重力加速度，m/s2。
通过5个公式分别计算以后，取5种方法计算的平均结果，得出平均风速约为11.7m/s，对应风力约为6级。
2）水动力分带预测模型
在现代的无障壁海岸沉积环境中，根据不同位置水动力强弱的不同，通常可以划分为几个水动力带，如风暴动力带、破浪带、碎浪带及冲浪回流带等，古代湖泊也应具有同样的水动力性质和分带特征。在湖盆的不同水动力带滩坝的发育特征有明显不同，水动力的强弱和湖盆地形特征共同控制了滩坝砂体的发育位置和发育规模。水动力又直接受到风动力、湖盆地形和水深的控制，可建立整个东营凹陷风动力-滩坝砂体模型（图5-77）。根据这个模型可以对湖盆不同水动力带滩坝砂体的发育位置和发育规模进行定量的预测。
图5-77 东营凹陷风动力砂体预测模型
风动力模型图各点所代表的意义如下：
a点：代表波浪爬高、风壅水最远点，亦即冲浪回流带最远点；
b点：零水位线，为平均湖平面，陆上与水下分界线，也是冲浪回流带的起始点；
c点：近岸坝内侧点；
d点：近岸坝中间点，波浪在该点发生完全破碎，其对应水深相当于一个浪高水深，也是近岸坝砂体厚度最大点；
e点：近岸坝外侧点；
f点：远岸坝内侧点；
g点：远岸坝中间点，波浪在该点开始出现破碎，其对应水深相当于两个浪高水深，也是远岸坝砂体厚度最大点；
h点：远岸坝外侧点，为浪基面点，对应水深相当于1/2浪长水深，也是远岸坝砂体分布最外侧点；
i点：浪基面点，水深相当于1/2浪长水深，中立带边缘；
j点：中立带波浪爬高、风壅水高度中立点；
k点：中立带边缘点；
H1：远岸坝最大厚度；
H2：近岸坝最大厚度；
H3：沿岸坝最大厚度；
H4：中立带滩坝最大厚度；
WB：浪基面；
SB：风暴浪基面。
3.不同水动力带的定量预测
根据已经建立起的滩坝砂体风动力预测模型，结合各水动力带波浪作用的特点，可以对各带所形成的砂体厚度及规模进行定量预测。同时利用沉积相标志法也可确定不同水动力分带。下面针对利用风动力和沉积相标志法预测冲浪回流带、破浪带和碎浪带方法分别进行详细介绍。
1）风动力预测冲浪回流带
在持续定向风作用下，南部缓坡迎风带形成壅水，同时仍有波浪作用存在，因此，冲浪回流带实际可看作是在一个抬高的湖平面上波浪发生作用。即在缓坡带某一水质点垂直抬升高度等于水壅高和波浪爬高之和；而陡坡带某一水质点垂直抬升高度则是波浪爬高减去水壅高（图5-78）。水质点垂直抬升的高度相当于冲浪回流带所能形成砂体堆积的最大厚度。
图5-78 陡坡带、缓坡带波浪水质点垂直抬升高度计算示意图
在大型水库堤坝或河、湖堤防护工程中，堤岸高度的设计和建设必须考虑壅水高度和波浪爬高，波浪对堤坝的作用机理与湖盆缓坡带冲浪回流带具有相似性，因此主要借鉴堤坝防护工程中的方法计算风壅水面高度。
风壅水面高度计算：
我国《堤防设计规范GB50286-98》规定在有限风区情况下，风壅水面高度按照下式计算：
e=KW2D(2gd)−1cosβ （5-19）
式中，e为风壅水面高度，m；K为综合摩阻系数，范围1.5×10－6～5.0×10－6，常取K=3.6×10－6；W为风速，m/s；D为吹程，km；d为平均水深，m；β为风向与坝轴线的法线方向的夹角；g为重力加速度，9.81m/s2。
波浪爬高计算：
波浪爬高是指波浪沿挡水斜面爬升而高于静水面的垂直高度。波浪受大风作用，向湖岸边外围爬升扩张，漫过湖区边坡，尤其在顺风向的缓坡带，这种作用非常明显。正是由于波浪的这种长时间持续作用，携带大量泥沙在此带内发生沉积，形成沿岸砂坝，并经分选在最靠陆方向形成砾质滩坝。参照河、湖堤防护工程计算方法。目前波浪爬高计算常有以下几种方法：
A.当m=1.5～5.0时，可按下式计算：
成熟探区油气精细勘探理论与实践
式中，Rp为累计频率为P的波浪爬高（m）；
KΔ为斜坡的糙率及渗透系数，根据斜坡护面类型按《规范》表格中数据确定；
K∨为经验系数，可根据风速W（m/s）、堤前水深d（m）、重力加速度g（m/s2）组成的无维量V/(gd)1/2按《规范》表格中数据确定；
KP为爬高累积频率换算系数。对不允许越浪的堤防，爬高累积频率宜取2%，对允许越浪的堤防，爬高累积频率宜取13%；
m为斜坡坡率，m=ctga，a为斜坡坡角（度）；
为堤前波浪的平均波高（m）；
L为堤前波浪的波长（m）。
B.当m≤1.25时，可按下式计算：
成熟探区油气精细勘探理论与实践
式中， 为无风情况下，光滑不透水护面（KΔ=1）、 =1m时的爬高值（m），可按《规范》表格中数据确定。
C.当1.25≤m≤1.5时，可由m=1.5和m=1.25的计算值按内插法确定。
本次对东营凹陷缓坡带波浪爬高的计算采用第二种方法（式5-21）。
水动力带及砂体规模确定：
最大砂体厚度大致与水质点垂直抬升高度相当。缓坡带水质点垂直抬升高度等于水壅高和波浪爬高之和，陡坡带水质点垂直抬升高度等于波浪爬高减去水壅高，可计算出缓坡带增水处和陡坡带湖平面下降处水质点垂直升高幅度。
砂体在斜坡上延伸宽度的确定可以利用砂体厚度和坡度角求得。由于在陡坡带和缓坡带具有不同的坡度角，因此砂体在斜坡延伸宽度具有较大差异。
本次对东营凹陷缓坡带波浪水动力分带及砂体计算结果如表5-15。如在6级风持续作用下，缓坡带可产生最大单层厚度4.14m的砂体沉积，而陡坡带因湖平面相对下降可产生最大单层厚度3.62m的砂体沉积（表5-15）。
以上只是对理想情况下的理论计算，实际影响滩坝发育的因素更为复杂，如风速、地形坡度、砂体供应量、湖平面升降等会随着时间的推进发生变化，因此实际发育的滩坝砂体往往大小不一、多期出现、呈“多层楼”式叠加。
表5-15 不同风级波浪在缓坡带、陡坡带所形成砂体宽度
2）风动力预测破浪带和碎浪带
由于破浪带、碎浪带的形成受浪基面、波高、水深等因素影响，而浪基面深度受大风影响，因此要确定破浪带、碎浪带深度范围，必须计算不同风力所能影响的水深。
（1）碎浪带范围及（近岸坝）砂体定量预测计算。
碎浪带形成在水深等于一个波高的条件下，因此如何确定波高是定量预测的关键所在。
波浪发生完全破碎有许多几何学指标，主要包括极限波陡指标、极限波峰顶角指标、相对水深指标和波形不对称性指标四种类型。最早关于波浪破碎指标研究的想法来自于Stokes，1849年Stokes指出波陡应该有一个极限值（H/L）lim，H代表波高，L代表波长，大于这个极限波陡值的波浪是不存在的。他于1880年进一步证明，当波陡达到极限值而使波浪接近破碎时，在波峰顶所出现的峰尖，其夹角为120°，Stokes提出的这些指标成为以后该领域研究的基础。1893年，Mitchell将Stokes提出的极限波陡值准确地计算出来。得到了深水时的极限波陡值a=(H/L)lim=0.141，或(H/gT2)=0.027（T-波周期）。1944年，Michel得到了浅水区波浪极限波陡值a=Hb/[Lbtanh(2πd/Lb)]=0.14。这一结果与深水情况下的结果相比一致，该结果日后也为许多非线性波浪的计算所证实。
对碎浪带水深等于一个波高的计算正是采用极限波陡值(H/L)lim=0.141这一计算式，其中L的确定根据不同风力所能影响的最大水深计算。
根据计算式H=0.141×L，可计算出不同风力下波浪发生完全破碎时的波高及水深。近岸坝砂体最大厚度约等于一个波高。以一个波高水深点为中心点，近岸坝砂体向湖内或向岸发生堆积，向岸边可延伸至零水位即湖平面处，向湖内可延伸至破浪带与碎浪带接触带的中间处，结合缓坡带地形坡度可确定博兴洼陷和东营东部近岸坝砂体斜面宽度。
（2）破浪带范围及（远岸坝）砂体定量预测计算。
破浪带形成在两倍波高的水深处。远岸坝砂体分布在浪基面以上到破浪带处，可形成最大砂体厚度=（1/2）浪长-浪高=0.36×L。远岸坝砂体分布在浪基面以上至近岸坝砂体向湖内延伸的最远点之间，结合缓坡带地形坡度可确定博兴洼陷和东营东部远岸坝砂体斜面宽度（表5-16）。
表5-16 东营凹陷不同风级与近岸坝、远岸坝砂体斜宽关系
根据上述推论和计算结果，可以建立风力、砂体厚度与砂体宽度的对应关系。因此，在确定古水深、古风力、沉积水动力带等沉积背景的基础上，根据岩心中滩坝砂体的沉积特征、滩坝砂体单层厚度和所在位置，可以定量预测砂体的最大厚度和最大宽度。
3）沉积相标志法确定浪基面、破波带、滨岸线的位置
借助沉积构造和岩石组合间接确定风暴浪基面和破波带，利用古地貌与古水流资料结合的方法来确定风暴浪基面之上和破波带的分布范围。
破波带附近波浪水动力强，较大型波浪成因的沉积构造发育。砂岩单层厚度大、质量纯、粒度粗、分选好、夹层少。
浪基面附近，小型波浪成因的沉积构造与反映安静环境的沉积构造共生。砂岩单层厚度小、粒度细、分选中等或较差，多与深水成因暗色泥岩薄互层出现。由于季节性变化，滨岸带经常频繁地暴露于水面上，往往发育紫红色、灰绿色泥岩间互层，可见暴露环境的沉积构造，如泥裂、植物根，或发育河流沉积特征的明显标志。砂岩有时发育，往往存在于高级别盆倾断层的上升盘附近。
（三）储层宏观分布预测
利用高精度古地貌恢复技术落实沙四上沉积古地貌，计算古坡度，明确缓坡背景发育位置；通过古水深、古波浪水动力分析恢复技术建立水动力分带模型，结合古地貌确定古滨岸线、浪基面、冲刷-回流带、碎浪-破浪带位置，圈定滨浅湖各水动力带分布范围；利用沉积体系研究方法研究物源供应及母岩性质、古水系等古物源特征；根据古地貌、古物源、古水动力带多要素匹配确定滩坝发育区。可采用四线叠合法确定滩、坝砂体分布区。利用砂岩等值线（厚度、百分比）、最大浪基面边界线、平均风暴浪破波线、滨岸线等可方便确定滩坝砂岩分布区域。风暴浪基面与滨岸线之间薄砂分布区是滩砂发育区，破波带内的厚砂分布区主要是坝砂发育区。结合沉积体系和单井相分析可进行更细致的微相研究和划分。
确定土石坝的坝顶高程： 1、坝顶高程主要根据重力坝、库内风浪作用，按照设计规范确定。一般来说坝顶应高于校核洪水位，坝顶上游防浪墙的高程应高于波浪顶高程，与正常蓄水位火校核洪水位的高差，有公式△h=h1%+hz+he计算，应选择两者之中防浪墙顶高程的较大之作为选定高程。式中△h-防浪墙顶至正常蓄水位和校核洪水位的高差；h1%-波高；hz-波浪中心线至正常蓄水位火校核洪水位的高差；he-安全超高。 2、通过对水库大坝的具体运用情况与计算风速、地震烈度的分析，在现行规范的基础上确定坝顶高程应增加正常蓄水位加正常运用条件下的坝顶超高。大坝按Ⅳ级建筑物设计，根据土石坝设计规范，水库坝顶在水库静水位以上的超高按下列公式确定：y=R+E+A。式中：Y-坝顶超高（m）；R-最大波浪在坝坡上的爬高（m）；e-最大风壅水面高度（m）；A-安全加高（m）。 3、坝顶高程应不低于校核洪水位。坝顶上游侧防浪墙顶高程与水库正常蓄水位的高差或与校核洪水位的高差，应选择两者计算所得防浪墙顶高程的高者作为最终的选定高程。欢迎分享，转载请注明来源：内存溢出
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