志丹地区长82砂层组缓坡浅水三角洲前缘砂体发育模式及成因

张家强，李士祥，周新平，梁益财，郭睿良，闫灿灿，陈俊霖，李树同

（1.中国科学院西北生态环境资源研究院，兰州 730000；2.甘肃省油气资源研究重点实验室，兰州 730000；3.中国科学院大学，北京 100049；4.中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院，西安 710021；5.中国石油长庆油田分公司第九采油厂，陕西延安 717604）

0 引言

陆相浅水三角洲通常发育在区域构造稳定、基底整体缓慢沉降的湖盆缓坡上，湖盆具有浅水区面积宽广、物源供给充足以及敞流的特征［1-4］。其中，缓倾型（或毯式、台型）浅水三角洲以宽展的前缘相带（可宽达20～50 km），不具备吉尔伯特型（Gilbert）三角洲顶积层、前积层和底积层的3 层式剖面结构为特征［5-7］，是通常所说的浅水三角洲类型。浅水三角洲前缘地区的油气成藏条件优越，其内部砂体历来是常规油气勘探的重点目标，弄清其沉积规律与沉积模式，是勘探取得成功的关键［8-11］。为此，我国学者相继提出了“河流控砂”［12］、“湖岸线控砂”［13］及“河道控厚砂，湖岸线控薄砂”［14］等多种砂体沉积模式，但无一能普遍适用。究其原因，是由于浅水三角洲前缘砂体沉积特征受区域构造、湖底地形、水体深度、物源供给及气候变化等多方面因素的影响［2，5，15-17］，而诸多影响因素在各盆地、各时期的配置关系及所占比重又都不同。目前来看，单一强调某一因素并不能很好地解释砂体的沉积特征，学者们开始针对具体的研究对象提出相应的多元控砂模式［18-20］。

鄂尔多斯盆地延长组长8 油层组沉积期，湖盆具有多物源、多沉积体系特征。李元昊等［13］最早提出盆地西北部为浅水三角洲沉积体系，并认为湖岸线的迁移控制了三角洲前缘砂体的沉积与展布。志丹地区处于湖盆的东北物源体系内，近年来，对区内延长组下组合的油气勘探力度不断加大，其中寻找优质高效的长82三角洲前缘砂体储层是勘探工作的主要内容。以往的研究侧重对砂体几何形态的宏观描述及对储集物性的微观分析，而从沉积学角度对其发育类型及成因则鲜有探讨［21］。鉴于此，基于在鄂尔多斯盆地志丹地区获取到的岩心（34 口井）、薄片（定量统计73 张）及录测井资料（265 口井），开展区内长82浅水三角洲前缘砂体矿物学、岩石学、空间展布形态与测井响应特征的基础研究，并结合前人有关长8 沉积期湖盆古地理环境的研究成果，提出志丹地区长82砂体的沉积模式，分析远源、缓坡浅水三角州前缘砂体成因，以期为研究区长82油气勘探选区与储层预测提供基础理论指导，为湖相缓坡浅水三角洲前缘体系的研究提供可借鉴的思路和方法。

1 区域地质

鄂尔多斯盆地是一个整体升降、坳陷迁移、沉积稳定的大型多旋回克拉通盆地，面积约25 万km2［22-23］。志丹地区位于鄂尔多斯盆地中部，处于伊陕斜坡构造带［图1（a）］。伊陕斜坡地层整体平缓西倾，内无二级构造，三级构造以鼻状构造为主，少见幅度较大、圈闭较好的背斜构造发育［24-25］。

上三叠统延长组（T3y）是盆地在持续拗陷和稳定沉降过程中沉积的一套河流、三角洲、湖泊相的陆源碎屑岩系，厚度为1 000～1 500 m［26］。延长组自上而下可以划分为长1—长10 共10 个油层组［图1（b）］，长7—长10 又被称为下组合［27］。其中，长8 整体夹于长7 和长9 等2 套生油岩之间，是延长组下组合中的一套重要含油气层［28］，可再分为上部的长81和下部的长82等2 个砂层组［29-30］。

图1 志丹地区位置（a）及延长组地层柱状图（b）（据文献［26］修改）Fig.1 Location of Zhidan area（a）and stratigraphic column of Yanchang Formation（b）

2 沉积背景与三角洲类型

鄂尔多斯盆地延长组长8 油层组沉积期，志丹地区位于湖盆东北部大型曲流河三角洲的前缘地区，通过归纳前人对区域构造、湖盆底形、古气候、古水深的研究成果，并进一步分析后认为该三角洲是缓倾型浅水三角洲，而研究区砂体处于宽展的浅水三角洲前缘相带内。

2.1 基底整体稳定沉降，湖底地形平缓

鄂尔多斯盆地延长组沉积期湖盆的充填及演化与印支构造运动密切相关，长8 油层组沉积期为印支运动Ⅰ期末［31］，区域构造活动相对较弱，研究区湖盆基底稳定沉降。如图2 所示，研究区长8 油层组中上部地层厚度为30～60 m，等值线下降梯度小、分布均匀，说明长82沉积时期，湖底地形平坦，无陡坡和局部洼陷。通过砂泥比、古水深校正后，根据碎屑岩原始厚度恢复经验图版［32］，估算得到研究区湖盆坡降为0.75～1.50 m/km，坡度为0.04°～0.08°，且东部的西河口地区比顺宁与吴起两地更加平缓。长82沉积期研究区整体稳定沉降的湖盆基底、宽缓平坦的湖底地形，为大面积浅水区的发育奠定了基础。

2.2 相对湿润的古气候，物源供给充足

古气候是影响湖盆发育、发展过程的重要因素，鄂尔多斯盆地在晚三叠世长10—长7 沉积期，湖盆演化经历了形成、发展到全盛的过程［33-34］［参见图1（b）］，对应了区域气候由干到湿的转型［35］。众多学者［36-41］对长8 油层组野外露头以及地下岩心的矿物组分、孢粉组合以及元素地球化学研究表明，该时期湖盆处于暖湿的热带—亚热带低纬度环境。受太阳辐射变化的影响，现今地球低纬度地区的气候一般存在明显的干湿两季，如热带草原气候、热带—亚热带季风气候，而长8 沉积期湖泊水体有明显的微咸水特征［39］，说明存在蒸发量大于降雨量的气候干旱期（低水位期）。因此，认为长82沉积期该区域为干湿两季明显的热带—亚热带气候。

图2 鄂尔多斯盆地长8 油层组中上部地层厚度等值线图（据文献［42］修改）Fig.2 Thickness contour of the upper Chang 8 reservoir in Ordos Basin

干湿两季明显的古气候促使湖盆东北方向的源区母岩反复经历风化与剥蚀过程，产生了丰富的碎屑物，而雨季丰沛的降水不仅有利于大型河流的发育，还给大量碎屑物质的生产与搬运创造了条件，为河口处三角洲的建造提供了充足的物源。

2.3 浪基面之上的浅水沉积环境

碎屑岩的沉积构造是反映水动力条件的良好标志，研究区砂岩岩心中见浪成沙纹层理［图3（a）—（b）］、植物炭屑与炭质条带［图3（c）］以及植物根系［图3（d）］等沉积构造，反映研究区为动荡的滨浅湖环境。结合前人在湖盆中部白豹地区岩心中见到大量浅水沉积的新芦木（Neocalamites）根系、茎干化石以及高角度倾斜的虫孔［42］，以及研究区以南的富县地区大面积分布的风暴沉积［38］，均充分指示了研究区砂体沉积于正常浪基面以上的湖盆浅水区。

湖泊浪基面深度通常为表面波浪波长的1/2，而表面波浪波长一般与蓄水体规模正相关，如我国青海湖和鄱阳湖丰水期湖面面积均不超过5 000 km2，其波浪波长一般为15 m；美国密歇根湖湖面面积约为5.8 万km2，最大波浪波长约为30 m［4］，长8 沉积期原型湖盆面积为（6.4～7.7）万km2［43］，推算其正常浪基面深度约为15 m，这符合周新平等［44］通过Co元素丰度计算出的陕北地区暗色泥岩10～25 m 的沉积水深。更有学者认为长8 沉积期湖盆绝大多数区域水深不超过10 m，只有东南部的富县地区存在较深水区（水深约为36 m）［45-46］。需要指出的是，虽然研究区水体很浅，沉积物很接近湖面，但其并未暴露出水面。

图3 志丹地区长82砂体典型浅水沉积构造岩心照片（a）浪成沙纹层理，丹165 井，1 260.47 m；（b）浪成沙纹层理，丹190 井，1 332.70 m；（c）植物炭屑、炭质条带，小型沙纹层理，高180 井，2 062.76 m；（d）植物根系（炭化）、沙纹层理，高171 井，2 047.60 mFig.3 Core photos of typical shallow water sedimentary structure of Chang 82sand bodies in Zhidan area

刘化清等［42］在陕北地区NE—SW 向沿长73“张家滩页岩”标志层拉平的2D 地震剖面显示，长8 沉积期湖盆东北部三角洲不发育前缘坡折带，无顶积层、底积层、前积层的3 层式结构，而区内钻井资料揭示志丹地区处于该三角洲的前缘相带内，则根据前文对区域构造、湖盆底形、古气候、古水深的分析，笔者认为其满足缓倾型浅水三角洲的特性，即沉积水深整体处于湖盆浪基面以上，具有宽展的前缘相带，不发育吉尔伯特型三角洲的3 层式剖面结构［8］。

3 砂体沉积特征

通过对研究区长82砂体岩心、薄片以及测、录井特征的归纳与分析，划分出水下分支河道砂体和河口坝—滩坝复合砂体2 种砂体类型，2 类砂体的岩性、沉积构造、单层厚度、沉积韵律及空间展布特征等均存在明显差异。

3.1 砂体分类及特征

3.1.1 水下分支河道砂体

志丹地区长82浅水三角洲前缘水下分支河道砂体具有垂向厚度大、顺物源方向连续性好、含油性好等特点，是重要的储层砂体。

岩心观察表明，水下分支河道砂体岩性主要为灰白—灰色细砂岩，局部为中砂岩，颗粒分选性中等，少见泥—粉砂夹层；发育块状层理［图4（a）］、平行层理［图4（b）］，也常见沙纹层理［图4（c）］、板状交错层理［图4（d）］及正粒序层理［图4（e）］等；单期砂体厚度一般为2～6 m，垂向上多期连续叠置可形成厚度达14 m 的厚层复合砂体，内部一般存在多个粗→细的正旋回。水下分支河道砂体从底部冲刷面开始［图4（f）］，向上发育正粒序层理、块状层理、交错层理的中砂岩、细砂岩，顶部见薄层泥岩或泥质粉砂岩，形成了一个完整的退积型沉积序列，如 高167 井 的2 017.07～2 044.74 m、高181 井的2 056.72～2 069.70 m、新239 井的2 169.80～2 182.00 m 以及新508 井的1 999.66～2 013.45 m等取心段。

图4 志丹地区长82砂体沉积构造岩心照片（a）浅灰色块状砂岩，含炭质条带，高154 井，1 977.11 m；（b）浅灰色细砂岩，小型沙纹层理，高181 井，2 056.12 m；（c）浅灰色细砂岩，平行层理，高183 井，1 917.65 m；（d）深灰色细砂岩，板状交错层理，高167 井，2 028.56 m；（e）深灰色中砂岩与浅灰色细砂岩之间的冲刷面、正粒序层理，新508 井，2 013.45 m；（f）砂岩与泥岩之间的冲刷面，正粒序层理，新421 井，2 101.20 m；（g）细砂岩中的泥质粉砂岩条纹，新420井，1 986.57 m；（h）细砂岩夹粉砂岩条带（层系下凹处），新493 井，2 065.48 m；（i）灰色细砂岩夹细小的黑色泥—粉砂质脉，新467 井，2 031.76 m；（j）深灰色细砂岩，波状-透镜状复合层理，新424 井，2 003.20 m；（k）细砂岩与粗粉砂岩交互构成的透镜状-波状复合层理，新473 井，1 870.18 m；（l）深灰色泥质粉砂岩与灰白色细砂岩，透镜状层理、软沉积变形构造，高33 井，1 400.00 mFig.4 Core photos of sedimentary structure of Chang 82sand bodies in Zhidan area

镜下观察薄片表明，砂岩颗粒为次棱角—棱角状，分选中等［5（a）—（b）］，其粒度中值主要为0.10～0.40 mm，最大粒径为0.8 mm；颗粒成分以长石为主，石英和岩屑次之。对其中34 张细砂岩薄片的成分统计（表1）表明，石英体积分数为16.2%～30.0%，平均为21.4%；长石体积分数为23.8%～53.0%，平均为36.6%；岩屑平均体积分数为15%，其中变质岩岩屑、火成岩岩屑、沉积岩岩屑平均体积分数分别为10.5%，3.9%，0.6%；云母含量相对偏高，体积分数为0～15.9%，平均为7.4%。颗粒间杂基少见，主要被绿泥石（平均体积分数8.0%）、方解石（平均体积分数7.3%）以及硅质（平均体积分数低于1%）等胶结物充填。在石英、长石、岩屑相对含量三角图（图6）上，样品点比较分散，多数落在长石砂岩和岩屑长石砂岩区域，少数落在长石岩屑砂岩区。

在测井相上，单期砂体的自然伽马曲线呈明显的钟形，自然电位曲线负偏移幅度大，偏移段长度一般大于2 m。在沉积相上，上下微相组合完整，如新334 井［图7（a）］，自下而上依次发育水下分支河道（2 268～2 278 m）→水下支流间湾（2 266～2 268 m）→水下天然堤、决口扇（2 266～2 264 m，2 262～2 264 m）→水下支流间湾（2 260～2 262 m）的相序；多期砂体的自然伽马曲线为连续叠置的漏斗形-箱形组合，自然电位曲线连续负偏移，如新334 井的2 040～2 060 m 井段和新181 井的2 055～2 072 m 井段［图7（b）］，为多期河道连续叠置而成，内部无泥质间隔。砂体顶部的自然伽马曲线常见脉动式的负偏移，且偏移幅度逐渐减小，如新334 井的2 240～2 260 m 井段和新181 井的2 046～2 055 m 井段，可能指示湖平面与河流能量的季节性、周期性的变化。

图5 志丹地区长82砂体岩石微观特征（a）细粒岩屑长石砂岩，水下分支河道砂体，丹130 井，1 666 m，染色薄片，单偏光；（b）细—中粒长石岩屑砂岩，铁方解石胶结，水下分支河道砂体，新74 井，2 257 m，染色薄片，单偏光；（c）细—中粒岩屑长石砂岩，长石近平行排列，河口坝—滩坝复合砂体，高16 井，1 732 m，染色薄片，单偏光；（d）细粒岩屑长石砂岩，见颗粒粒度和黑云母含量差异的条带，河口坝—滩坝复合砂体，丹49 井，1 636 m，染色薄片，单偏光Fig.5 Rock thin section micro-photos of Chang 82sand bodies in Zhidan area

表1 志丹地区长82水下分支河道砂体与河口坝—滩坝复合砂体成分组成Table 1 Composition of underwater distributary channel sand bodies and mouth bar-beach bar composite sand bodies of Chang 82in Zhidan area

图6 志丹地区长82砂体岩性三角图Ⅰ.石英砂岩；Ⅱ.长石石英砂岩；Ⅲ.岩屑石英砂岩；Ⅳ.长石砂岩；Ⅴ.岩屑长石砂岩；Ⅵ.长石岩屑砂岩；Ⅶ.岩屑砂岩Fig.6 Triangular diagram showing sand composition of Chang 82sand bodies in Zhidan area

3.1.2 河口坝—滩坝复合砂体

一直以来，水下分支河道砂体被认为是浅水三角洲前缘地区的主要砂体类型［13］，河口坝、席状砂、远砂坝、滩坝等的发育受限或残缺不全［47-49］。近年来的研究表明，在湖平面高频波动与湖岸线大范围迁移的过程中，浅水三角洲前缘砂体在湖浪、沿岸流的冲刷、淘洗和河流进积等因素的共同作用下，经过沉积—破坏—再沉积的动态过程，由原来单一沉积微相砂体转变为多微相复合的砂体，如松辽盆地白垩纪［5］、川西坳陷晚侏罗世的古代浅水三角洲沉积［19］以及青海湖、岱海、鄱阳湖的现代沉积［15，50-51］。笔者在研究鄂尔多斯盆地志丹地区长82浅水三角洲前缘砂体时也发现，区内广泛发育类似成因复合砂体，称之为河口坝—滩坝复合砂体。

在岩心相上，河口坝—滩坝复合砂体主要为灰白色—深灰色细砂岩，内部常见泥—粉砂质条带、透镜体，颗粒分选中等，非均质性强，常见条纹层理［图4（g）］、波状层理［图4（h）—（i）］、波状-透镜状复合层理［图4（h）］、透镜状-波状复合层理［图4（j）—（k）］、透镜状层理以及软沉积变形构造［图4（l）］；砂体厚度一般小于2 m，向上表现为细→粗的反旋回或细→粗→细的复合旋回，砂体之间存在泥岩间隔，如新420 井的1 985.34～1 986.57 m、新424 井的1 996.30～2 000.25 m、新473 井的1 870.18～1 874.80 m 等取心段。

镜下观察薄片，碎屑颗粒呈棱角状，粒度中值主要为0.06～0.25 mm，最大粒径为0.45 mm，分选以中等为主，局部较好；碎屑颗粒以长石为主，石英和岩屑次之，长石多近平行排列［图5（c）］，见颗粒粒度以及颗粒类型明显差异的条带［图5（d）］，反映了水动力环境与沉积物源的变化。对其中34 张细砂岩薄片的成分统计（参见表1）显示，石英体积分数为18.0%～41.5%，平均为31.7%；长石体积分数为27%～42%，平均为32.5%；岩屑平均体积分数为13.5%，其中变质岩岩屑、火成岩岩屑、沉积岩岩屑平均体积分数分别为8.0%，5.0%，0.5%；云母体积分数为2.0%～15.0%，平均为7.5%。颗粒间杂基少见，绿泥石（平均体积分数3.0%）和方解石（平均体积分数3.8%）胶结物含量明显低于水下分支河道砂体。在石英、长石、岩屑相对含量三角图（参见图6）上，样品点分布相对集中，绝大部分落在岩屑长石砂岩区域，只有少数落在了长石砂岩区。

在测井相上，单期砂体自然伽马曲线表现为齿化漏斗形和中—高幅密集排列的指状，自然电位曲线负偏移幅度小；单期砂体厚度小，一般小于2 m，水下支流间湾、水下天然堤等微相发育不明显。垂向上每期砂体之间存在泥—粉砂岩间隔，使得自然伽马曲线高频快速波动，如新424 井的1 988.30～2 000.25 m 取心段（图8），观察岩心表明其主要为含泥—粉砂岩条带、透镜体的细砂岩，发育明显的波状、透镜状层理，反映了强弱交替的沉积水动力条件。

图8 志丹地区新424 井单井沉积相分析Fig.8 Single well sedimentary facies analysis of well Xin 424 in Zhidan area

3.2 砂体分布特征

根据研究区长82砂体厚度等值线图［图9（a）］，吴起和顺宁地区砂体多呈条带状，向湖心方向突进，侧向连片性差，无明显席化或弱席化；西河口和侯市地区的砂体连片性好，多呈相互拼贴的坨状、席状。结合岩心及测井分析表明，造成这一现象的原因是砂体的沉积微相类型存在差异，在吴起北部和顺宁地区以水下分支河道砂体为主，而在吴起以东、西河口、侯市地区则以河口坝—滩坝砂体为主［图9（b）］。

图9 志丹地区长82砂体平面分布特征Fig.9 Plane distribution characteristics of Chang 82sand bodies in Zhidan area

为了对2 类砂体各自的空间展布特征有更深入的认识，选取了2 条典型剖面加以说明。顺85 井—顺114 井水下分支河道砂体连井剖面（图10，剖面位置见图9）位于研究区顺宁—五里湾地区，为顺着物源的北东—南西向剖面，主要发育多期叠加的水下分支河道砂体。镰28 井—桥22 井砂体连井剖面（图11，剖面位置见图9）位于研究区东部的候市—西河口一线，为近乎平行于湖岸线的南北向剖面，河口坝—滩坝复合砂体发育好，水下分支河道砂体相对较少。如图10—11 所示，水下分支河道砂体顺物源方向连续性好，通常多期砂体连续叠置，厚度大；河口坝—滩坝复合砂体厚度整体较小，单期砂体间存在稳定的泥—粉砂岩隔层，侧向延续性好，可以在井间很好地追踪。

图10 志丹地区水下分支河道砂体剖面特征Fig.10 Well-tie sections of underwater distributary channel sand bodies in Zhidan area

通过对长82砂体岩石学、矿物学、测井相及空间分布的研究可知，水下分支河道砂体和河口坝—滩坝复合砂体具有明显不同的沉积特征（表2）。水下分支河道砂体粒度较粗，具正粒序，成分与结构成熟度均较低，主要发育强水动力条件下的沉积层理，单期砂体厚度大，多期砂体连续叠置，平面上砂体轴向延伸距离远，但连片性差，综合指示其沉积速率较高、沉积能量强，水动力条件稳定，后期席化改造弱；反之，河口坝—滩坝复合砂体粒度整体偏细，具反粒序或复合粒序，成分与结构成熟度均较高，普遍发育水动力条件强弱交替下形成的沉积层理，单期砂体厚度小，之间存在泥—粉砂岩间隔，平面上侧向扩散明显，连片性好，综合指示其沉积水动力条件不稳定，且经过了明显的后期改造作用。

表2 志丹地区长82水下分支砂体与河口坝-滩坝复合砂体沉积特征Table 2 Sedimentary characteristics of underwater distributary channel sand bodies and mouth bar-beach bar composite sand bodies of Chang 82sand set in Zhidan area

4 沉积模式

对于湖盆浅水缓坡上的三角洲而言，较小幅度的湖平面波动也能引起其沉积相带在平面上的大范围迁移，造成砂体的沉积位置及所处的水动力环境不断变化，曾灿等［52］采用Delft 3D 软件模拟了湖平面上升和湖平面下降2 种沉积过程中浅水三角洲沉积的变化，指出湖泊水位升降超过5 m，即可发生三角洲沉积体的进积与退积、多期砂体的叠置。气候变化是导致湖泊水位变化的重要因素，现今鄱阳湖的赣江三角洲就是受季节性气候变化导致湖平面发生变化而形成的浅水三角洲。长82沉积期区域气候季节性的干、湿交替，及大气候环境的波动都能导致湖泊水位的高低变化，而河口坝—滩坝复合砂体内部频繁地夹厘米级、分米级的泥—粉砂质条带、薄层，以及水下分支河道砂体多期连续叠置，则有效记录了湖平面的高低变化信息。根据砂岩与泥—粉砂岩沉积旋回指示的湖平面变化，建立了湖平面高、低2 种情况下的浅水三角洲前缘砂体沉积模式（图12）：低湖平面时期，水下分支河道砂体轴向进积，水下分支河道之外的地区为大面积泥滩沉积；高湖平面时期，早期水道砂体接受改造，发生席化，并以砂质滩坝的形式发生再沉积。

低湖平面时期，湖盆水域面积小，风的吹程短，波浪规模小，而且浅湖线向湖心收缩，波浪从深水区到滨岸浅水区的过程中触及湖底距离长，能量消耗大，因此，滨浅湖带波浪作用十分微弱。湖盆水位下降导致滨浅湖区可容纳空间有限，相对高能量的河水冲蚀湖底向前进积，使得河口坝沉积不易保存，主要发育水下分支河道砂体，多个期次的水下分支河道砂体可连续叠置形成厚层砂体，如图12（a）中新334 井和高181 井，钻井及测井显示连续叠置的多期砂体可厚达14 m。该时期河流能量虽然高于湖水能量，但碎屑物质的注入量远不及丰水期，因此，砂质沉积主要集中在河口区以及水下分支河道内，之外的大部分地区为悬浮沉积，形成砂质沉积间的泥—粉砂岩薄层。

图12 志丹地区长82砂体沉积模式Fig.12 Sedimentary models of Chang 82sand bodies in Zhidan area

高湖平面时期，湖盆水域广，风的吹程长，波浪规模大，即使在滨浅湖带湖浪能量也较强。湖岸线、浅湖线以及河口位置向内陆大幅推进，加之湖水的顶托作用增强、水体加深，限制了河水的进积冲蚀作用，河道末端河口坝沉积较为发育。在湖平面低→高的变化同时发生了沉积水动力环境由河流→湖泊控制的交替，早期河口坝及水下分支河道沉积在高能湖泊波浪的冲刷、淘洗与搬运下，以薄的砂质浅滩和局部砂质堆积加厚的砂坝再沉积，砂质成熟度增高，连片性好。低水位时期的泥—粉砂质与高水位时期的砂质交互沉积即形成河口坝-滩坝复合砂体，如图12（b）中新424 井和高133 井，自然伽马曲线表现为齿化漏斗形和中—高幅密集排列的指状，指示了沉积水动力环境的频繁变化。

5 结论

（1）志丹地区长82砂体可分为浅水三角洲前缘水下分支河道与河口坝—滩坝复合砂体2 种类型。

（2）水下分支河道砂体粒度较粗，成分与结构成熟度较低，主要发育强水动力条件下的沉积层理；单期砂体厚度大，具正粒序，垂向上多期砂体连续叠置，平面上呈条带状，连片性差。河口坝—滩坝复合砂体粒度整体偏细，成分与结构成熟度均较高，普遍发育水动力条件强、弱交替情况下形成的沉积层理；单期砂体厚度小，具逆粒序或复合粒序，垂向上每期砂体之间存在泥—粉砂岩间隔，平面上呈相互拼贴的坨状、席状，连片性好。

（3）湖平面的高低变化是造成志丹地区长82浅水三角洲前缘2 类砂体沉积特征不同的直接原因，水下分支河道砂体的发育受控于低湖平面期河流的进积作用，而河口坝—滩坝复合砂体的沉积主要与高湖平面期的波浪作用有关。