張家強，李士祥，周新平，梁益財，郭睿良，閆燦燦，陳俊霖，李樹同

（1.中國科學院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院，蘭州 730000；2.甘肅省油氣資源研究重點實驗室，蘭州 730000；3.中國科學院大學，北京 100049；4.中國石油長慶油田分公司勘探開發(fā)研究院，西安 710021；5.中國石油長慶油田分公司第九采油廠，陜西延安 717604）

0 引言

陸相淺水三角洲通常發(fā)育在區(qū)域構造穩(wěn)定、基底整體緩慢沉降的湖盆緩坡上，湖盆具有淺水區(qū)面積寬廣、物源供給充足以及敞流的特征［1-4］。其中，緩傾型（或毯式、臺型）淺水三角洲以寬展的前緣相帶（可寬達20～50 km），不具備吉爾伯特型（Gilbert）三角洲頂積層、前積層和底積層的3 層式剖面結構為特征［5-7］，是通常所說的淺水三角洲類型。淺水三角洲前緣地區(qū)的油氣成藏條件優(yōu)越，其內部砂體歷來是常規(guī)油氣勘探的重點目標，弄清其沉積規(guī)律與沉積模式，是勘探取得成功的關鍵［8-11］。為此，我國學者相繼提出了“河流控砂”［12］、“湖岸線控砂”［13］及“河道控厚砂，湖岸線控薄砂”［14］等多種砂體沉積模式，但無一能普遍適用。究其原因，是由于淺水三角洲前緣砂體沉積特征受區(qū)域構造、湖底地形、水體深度、物源供給及氣候變化等多方面因素的影響［2，5，15-17］，而諸多影響因素在各盆地、各時期的配置關系及所占比重又都不同。目前來看，單一強調某一因素并不能很好地解釋砂體的沉積特征，學者們開始針對具體的研究對象提出相應的多元控砂模式［18-20］。

鄂爾多斯盆地延長組長8 油層組沉積期，湖盆具有多物源、多沉積體系特征。李元昊等［13］最早提出盆地西北部為淺水三角洲沉積體系，并認為湖岸線的遷移控制了三角洲前緣砂體的沉積與展布。志丹地區(qū)處于湖盆的東北物源體系內，近年來，對區(qū)內延長組下組合的油氣勘探力度不斷加大，其中尋找優(yōu)質高效的長82三角洲前緣砂體儲層是勘探工作的主要內容。以往的研究側重對砂體幾何形態(tài)的宏觀描述及對儲集物性的微觀分析，而從沉積學角度對其發(fā)育類型及成因則鮮有探討［21］。鑒于此，基于在鄂爾多斯盆地志丹地區(qū)獲取到的巖心（34 口井）、薄片（定量統(tǒng)計73 張）及錄測井資料（265 口井），開展區(qū)內長82淺水三角洲前緣砂體礦物學、巖石學、空間展布形態(tài)與測井響應特征的基礎研究，并結合前人有關長8 沉積期湖盆古地理環(huán)境的研究成果，提出志丹地區(qū)長82砂體的沉積模式，分析遠源、緩坡淺水三角州前緣砂體成因，以期為研究區(qū)長82油氣勘探選區(qū)與儲層預測提供基礎理論指導，為湖相緩坡淺水三角洲前緣體系的研究提供可借鑒的思路和方法。

1 區(qū)域地質

鄂爾多斯盆地是一個整體升降、坳陷遷移、沉積穩(wěn)定的大型多旋回克拉通盆地，面積約25 萬km2［22-23］。志丹地區(qū)位于鄂爾多斯盆地中部，處于伊陜斜坡構造帶［圖1（a）］。伊陜斜坡地層整體平緩西傾，內無二級構造，三級構造以鼻狀構造為主，少見幅度較大、圈閉較好的背斜構造發(fā)育［24-25］。

上三疊統(tǒng)延長組（T3y）是盆地在持續(xù)拗陷和穩(wěn)定沉降過程中沉積的一套河流、三角洲、湖泊相的陸源碎屑巖系，厚度為1 000～1 500 m［26］。延長組自上而下可以劃分為長1—長10 共10 個油層組［圖1（b）］，長7—長10 又被稱為下組合［27］。其中，長8 整體夾于長7 和長9 等2 套生油巖之間，是延長組下組合中的一套重要含油氣層［28］，可再分為上部的長81和下部的長82等2 個砂層組［29-30］。

圖1 志丹地區(qū)位置（a）及延長組地層柱狀圖（b）（據文獻［26］修改）Fig.1 Location of Zhidan area（a）and stratigraphic column of Yanchang Formation（b）

2 沉積背景與三角洲類型

鄂爾多斯盆地延長組長8 油層組沉積期，志丹地區(qū)位于湖盆東北部大型曲流河三角洲的前緣地區(qū)，通過歸納前人對區(qū)域構造、湖盆底形、古氣候、古水深的研究成果，并進一步分析后認為該三角洲是緩傾型淺水三角洲，而研究區(qū)砂體處于寬展的淺水三角洲前緣相帶內。

2.1 基底整體穩(wěn)定沉降，湖底地形平緩

鄂爾多斯盆地延長組沉積期湖盆的充填及演化與印支構造運動密切相關，長8 油層組沉積期為印支運動Ⅰ期末［31］，區(qū)域構造活動相對較弱，研究區(qū)湖盆基底穩(wěn)定沉降。如圖2 所示，研究區(qū)長8 油層組中上部地層厚度為30～60 m，等值線下降梯度小、分布均勻，說明長82沉積時期，湖底地形平坦，無陡坡和局部洼陷。通過砂泥比、古水深校正后，根據碎屑巖原始厚度恢復經驗圖版［32］，估算得到研究區(qū)湖盆坡降為0.75～1.50 m/km，坡度為0.04°～0.08°，且東部的西河口地區(qū)比順寧與吳起兩地更加平緩。長82沉積期研究區(qū)整體穩(wěn)定沉降的湖盆基底、寬緩平坦的湖底地形，為大面積淺水區(qū)的發(fā)育奠定了基礎。

2.2 相對濕潤的古氣候，物源供給充足

古氣候是影響湖盆發(fā)育、發(fā)展過程的重要因素，鄂爾多斯盆地在晚三疊世長10—長7 沉積期，湖盆演化經歷了形成、發(fā)展到全盛的過程［33-34］［參見圖1（b）］，對應了區(qū)域氣候由干到濕的轉型［35］。眾多學者［36-41］對長8 油層組野外露頭以及地下巖心的礦物組分、孢粉組合以及元素地球化學研究表明，該時期湖盆處于暖濕的熱帶—亞熱帶低緯度環(huán)境。受太陽輻射變化的影響，現今地球低緯度地區(qū)的氣候一般存在明顯的干濕兩季，如熱帶草原氣候、熱帶—亞熱帶季風氣候，而長8 沉積期湖泊水體有明顯的微咸水特征［39］，說明存在蒸發(fā)量大于降雨量的氣候干旱期（低水位期）。因此，認為長82沉積期該區(qū)域為干濕兩季明顯的熱帶—亞熱帶氣候。

圖2 鄂爾多斯盆地長8 油層組中上部地層厚度等值線圖（據文獻［42］修改）Fig.2 Thickness contour of the upper Chang 8 reservoir in Ordos Basin

干濕兩季明顯的古氣候促使湖盆東北方向的源區(qū)母巖反復經歷風化與剝蝕過程，產生了豐富的碎屑物，而雨季豐沛的降水不僅有利于大型河流的發(fā)育，還給大量碎屑物質的生產與搬運創(chuàng)造了條件，為河口處三角洲的建造提供了充足的物源。

2.3 浪基面之上的淺水沉積環(huán)境

碎屑巖的沉積構造是反映水動力條件的良好標志，研究區(qū)砂巖巖心中見浪成沙紋層理［圖3（a）—（b）］、植物炭屑與炭質條帶［圖3（c）］以及植物根系［圖3（d）］等沉積構造，反映研究區(qū)為動蕩的濱淺湖環(huán)境。結合前人在湖盆中部白豹地區(qū)巖心中見到大量淺水沉積的新蘆木（Neocalamites）根系、莖干化石以及高角度傾斜的蟲孔［42］，以及研究區(qū)以南的富縣地區(qū)大面積分布的風暴沉積［38］，均充分指示了研究區(qū)砂體沉積于正常浪基面以上的湖盆淺水區(qū)。

湖泊浪基面深度通常為表面波浪波長的1/2，而表面波浪波長一般與蓄水體規(guī)模正相關，如我國青海湖和鄱陽湖豐水期湖面面積均不超過5 000 km2，其波浪波長一般為15 m；美國密歇根湖湖面面積約為5.8 萬km2，最大波浪波長約為30 m［4］，長8 沉積期原型湖盆面積為（6.4～7.7）萬km2［43］，推算其正常浪基面深度約為15 m，這符合周新平等［44］通過Co元素豐度計算出的陜北地區(qū)暗色泥巖10～25 m 的沉積水深。更有學者認為長8 沉積期湖盆絕大多數區(qū)域水深不超過10 m，只有東南部的富縣地區(qū)存在較深水區(qū)（水深約為36 m）［45-46］。需要指出的是，雖然研究區(qū)水體很淺，沉積物很接近湖面，但其并未暴露出水面。

圖3 志丹地區(qū)長82砂體典型淺水沉積構造巖心照片（a）浪成沙紋層理，丹165 井，1 260.47 m；（b）浪成沙紋層理，丹190 井，1 332.70 m；（c）植物炭屑、炭質條帶，小型沙紋層理，高180 井，2 062.76 m；（d）植物根系（炭化）、沙紋層理，高171 井，2 047.60 mFig.3 Core photos of typical shallow water sedimentary structure of Chang 82sand bodies in Zhidan area

劉化清等［42］在陜北地區(qū)NE—SW 向沿長73“張家灘頁巖”標志層拉平的2D 地震剖面顯示，長8 沉積期湖盆東北部三角洲不發(fā)育前緣坡折帶，無頂積層、底積層、前積層的3 層式結構，而區(qū)內鉆井資料揭示志丹地區(qū)處于該三角洲的前緣相帶內，則根據前文對區(qū)域構造、湖盆底形、古氣候、古水深的分析，筆者認為其滿足緩傾型淺水三角洲的特性，即沉積水深整體處于湖盆浪基面以上，具有寬展的前緣相帶，不發(fā)育吉爾伯特型三角洲的3 層式剖面結構［8］。

3 砂體沉積特征

通過對研究區(qū)長82砂體巖心、薄片以及測、錄井特征的歸納與分析，劃分出水下分支河道砂體和河口壩—灘壩復合砂體2 種砂體類型，2 類砂體的巖性、沉積構造、單層厚度、沉積韻律及空間展布特征等均存在明顯差異。

3.1 砂體分類及特征

3.1.1 水下分支河道砂體

志丹地區(qū)長82淺水三角洲前緣水下分支河道砂體具有垂向厚度大、順物源方向連續(xù)性好、含油性好等特點，是重要的儲層砂體。

巖心觀察表明，水下分支河道砂體巖性主要為灰白—灰色細砂巖，局部為中砂巖，顆粒分選性中等，少見泥—粉砂夾層；發(fā)育塊狀層理［圖4（a）］、平行層理［圖4（b）］，也常見沙紋層理［圖4（c）］、板狀交錯層理［圖4（d）］及正粒序層理［圖4（e）］等；單期砂體厚度一般為2～6 m，垂向上多期連續(xù)疊置可形成厚度達14 m 的厚層復合砂體，內部一般存在多個粗→細的正旋回。水下分支河道砂體從底部沖刷面開始［圖4（f）］，向上發(fā)育正粒序層理、塊狀層理、交錯層理的中砂巖、細砂巖，頂部見薄層泥巖或泥質粉砂巖，形成了一個完整的退積型沉積序列，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。

圖4 志丹地區(qū)長82砂體沉積構造巖心照片（a）淺灰色塊狀砂巖，含炭質條帶，高154 井，1 977.11 m；（b）淺灰色細砂巖，小型沙紋層理，高181 井，2 056.12 m；（c）淺灰色細砂巖，平行層理，高183 井，1 917.65 m；（d）深灰色細砂巖，板狀交錯層理，高167 井，2 028.56 m；（e）深灰色中砂巖與淺灰色細砂巖之間的沖刷面、正粒序層理，新508 井，2 013.45 m；（f）砂巖與泥巖之間的沖刷面，正粒序層理，新421 井，2 101.20 m；（g）細砂巖中的泥質粉砂巖條紋，新420井，1 986.57 m；（h）細砂巖夾粉砂巖條帶（層系下凹處），新493 井，2 065.48 m；（i）灰色細砂巖夾細小的黑色泥—粉砂質脈，新467 井，2 031.76 m；（j）深灰色細砂巖，波狀-透鏡狀復合層理，新424 井，2 003.20 m；（k）細砂巖與粗粉砂巖交互構成的透鏡狀-波狀復合層理，新473 井，1 870.18 m；（l）深灰色泥質粉砂巖與灰白色細砂巖，透鏡狀層理、軟沉積變形構造，高33 井，1 400.00 mFig.4 Core photos of sedimentary structure of Chang 82sand bodies in Zhidan area

鏡下觀察薄片表明，砂巖顆粒為次棱角—棱角狀，分選中等［5（a）—（b）］，其粒度中值主要為0.10～0.40 mm，最大粒徑為0.8 mm；顆粒成分以長石為主，石英和巖屑次之。對其中34 張細砂巖薄片的成分統(tǒng)計（表1）表明，石英體積分數為16.2%～30.0%，平均為21.4%；長石體積分數為23.8%～53.0%，平均為36.6%；巖屑平均體積分數為15%，其中變質巖巖屑、火成巖巖屑、沉積巖巖屑平均體積分數分別為10.5%，3.9%，0.6%；云母含量相對偏高，體積分數為0～15.9%，平均為7.4%。顆粒間雜基少見，主要被綠泥石（平均體積分數8.0%）、方解石（平均體積分數7.3%）以及硅質（平均體積分數低于1%）等膠結物充填。在石英、長石、巖屑相對含量三角圖（圖6）上，樣品點比較分散，多數落在長石砂巖和巖屑長石砂巖區(qū)域，少數落在長石巖屑砂巖區(qū)。

在測井相上，單期砂體的自然伽馬曲線呈明顯的鐘形，自然電位曲線負偏移幅度大，偏移段長度一般大于2 m。在沉積相上，上下微相組合完整，如新334 井［圖7（a）］，自下而上依次發(fā)育水下分支河道（2 268～2 278 m）→水下支流間灣（2 266～2 268 m）→水下天然堤、決口扇（2 266～2 264 m，2 262～2 264 m）→水下支流間灣（2 260～2 262 m）的相序；多期砂體的自然伽馬曲線為連續(xù)疊置的漏斗形-箱形組合，自然電位曲線連續(xù)負偏移，如新334 井的2 040～2 060 m 井段和新181 井的2 055～2 072 m 井段［圖7（b）］，為多期河道連續(xù)疊置而成，內部無泥質間隔。砂體頂部的自然伽馬曲線常見脈動式的負偏移，且偏移幅度逐漸減小，如新334 井的2 240～2 260 m 井段和新181 井的2 046～2 055 m 井段，可能指示湖平面與河流能量的季節(jié)性、周期性的變化。

圖5 志丹地區(qū)長82砂體巖石微觀特征（a）細粒巖屑長石砂巖，水下分支河道砂體，丹130 井，1 666 m，染色薄片，單偏光；（b）細—中粒長石巖屑砂巖，鐵方解石膠結，水下分支河道砂體，新74 井，2 257 m，染色薄片，單偏光；（c）細—中粒巖屑長石砂巖，長石近平行排列，河口壩—灘壩復合砂體，高16 井，1 732 m，染色薄片，單偏光；（d）細粒巖屑長石砂巖，見顆粒粒度和黑云母含量差異的條帶，河口壩—灘壩復合砂體，丹49 井，1 636 m，染色薄片，單偏光Fig.5 Rock thin section micro-photos of Chang 82sand bodies in Zhidan area

表1 志丹地區(qū)長82水下分支河道砂體與河口壩—灘壩復合砂體成分組成Table 1 Composition of underwater distributary channel sand bodies and mouth bar-beach bar composite sand bodies of Chang 82in Zhidan area

圖6 志丹地區(qū)長82砂體巖性三角圖Ⅰ.石英砂巖；Ⅱ.長石石英砂巖；Ⅲ.巖屑石英砂巖；Ⅳ.長石砂巖；Ⅴ.巖屑長石砂巖；Ⅵ.長石巖屑砂巖；Ⅶ.巖屑砂巖Fig.6 Triangular diagram showing sand composition of Chang 82sand bodies in Zhidan area

3.1.2 河口壩—灘壩復合砂體

一直以來，水下分支河道砂體被認為是淺水三角洲前緣地區(qū)的主要砂體類型［13］，河口壩、席狀砂、遠砂壩、灘壩等的發(fā)育受限或殘缺不全［47-49］。近年來的研究表明，在湖平面高頻波動與湖岸線大范圍遷移的過程中，淺水三角洲前緣砂體在湖浪、沿岸流的沖刷、淘洗和河流進積等因素的共同作用下，經過沉積—破壞—再沉積的動態(tài)過程，由原來單一沉積微相砂體轉變?yōu)槎辔⑾鄰秃系纳绑w，如松遼盆地白堊紀［5］、川西坳陷晚侏羅世的古代淺水三角洲沉積［19］以及青海湖、岱海、鄱陽湖的現代沉積［15，50-51］。筆者在研究鄂爾多斯盆地志丹地區(qū)長82淺水三角洲前緣砂體時也發(fā)現，區(qū)內廣泛發(fā)育類似成因復合砂體，稱之為河口壩—灘壩復合砂體。

在巖心相上，河口壩—灘壩復合砂體主要為灰白色—深灰色細砂巖，內部常見泥—粉砂質條帶、透鏡體，顆粒分選中等，非均質性強，常見條紋層理［圖4（g）］、波狀層理［圖4（h）—（i）］、波狀-透鏡狀復合層理［圖4（h）］、透鏡狀-波狀復合層理［圖4（j）—（k）］、透鏡狀層理以及軟沉積變形構造［圖4（l）］；砂體厚度一般小于2 m，向上表現為細→粗的反旋回或細→粗→細的復合旋回，砂體之間存在泥巖間隔，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。

鏡下觀察薄片，碎屑顆粒呈棱角狀，粒度中值主要為0.06～0.25 mm，最大粒徑為0.45 mm，分選以中等為主，局部較好；碎屑顆粒以長石為主，石英和巖屑次之，長石多近平行排列［圖5（c）］，見顆粒粒度以及顆粒類型明顯差異的條帶［圖5（d）］，反映了水動力環(huán)境與沉積物源的變化。對其中34 張細砂巖薄片的成分統(tǒng)計（參見表1）顯示，石英體積分數為18.0%～41.5%，平均為31.7%；長石體積分數為27%～42%，平均為32.5%；巖屑平均體積分數為13.5%，其中變質巖巖屑、火成巖巖屑、沉積巖巖屑平均體積分數分別為8.0%，5.0%，0.5%；云母體積分數為2.0%～15.0%，平均為7.5%。顆粒間雜基少見，綠泥石（平均體積分數3.0%）和方解石（平均體積分數3.8%）膠結物含量明顯低于水下分支河道砂體。在石英、長石、巖屑相對含量三角圖（參見圖6）上，樣品點分布相對集中，絕大部分落在巖屑長石砂巖區(qū)域，只有少數落在了長石砂巖區(qū)。

在測井相上，單期砂體自然伽馬曲線表現為齒化漏斗形和中—高幅密集排列的指狀，自然電位曲線負偏移幅度?。粏纹谏绑w厚度小，一般小于2 m，水下支流間灣、水下天然堤等微相發(fā)育不明顯。垂向上每期砂體之間存在泥—粉砂巖間隔，使得自然伽馬曲線高頻快速波動，如新424 井的1 988.30～2 000.25 m 取心段（圖8），觀察巖心表明其主要為含泥—粉砂巖條帶、透鏡體的細砂巖，發(fā)育明顯的波狀、透鏡狀層理，反映了強弱交替的沉積水動力條件。

圖8 志丹地區(qū)新424 井單井沉積相分析Fig.8 Single well sedimentary facies analysis of well Xin 424 in Zhidan area

3.2 砂體分布特征

根據研究區(qū)長82砂體厚度等值線圖［圖9（a）］，吳起和順寧地區(qū)砂體多呈條帶狀，向湖心方向突進，側向連片性差，無明顯席化或弱席化；西河口和侯市地區(qū)的砂體連片性好，多呈相互拼貼的坨狀、席狀。結合巖心及測井分析表明，造成這一現象的原因是砂體的沉積微相類型存在差異，在吳起北部和順寧地區(qū)以水下分支河道砂體為主，而在吳起以東、西河口、侯市地區(qū)則以河口壩—灘壩砂體為主［圖9（b）］。

圖9 志丹地區(qū)長82砂體平面分布特征Fig.9 Plane distribution characteristics of Chang 82sand bodies in Zhidan area

為了對2 類砂體各自的空間展布特征有更深入的認識，選取了2 條典型剖面加以說明。順85 井—順114 井水下分支河道砂體連井剖面（圖10，剖面位置見圖9）位于研究區(qū)順寧—五里灣地區(qū)，為順著物源的北東—南西向剖面，主要發(fā)育多期疊加的水下分支河道砂體。鐮28 井—橋22 井砂體連井剖面（圖11，剖面位置見圖9）位于研究區(qū)東部的候市—西河口一線，為近乎平行于湖岸線的南北向剖面，河口壩—灘壩復合砂體發(fā)育好，水下分支河道砂體相對較少。如圖10—11 所示，水下分支河道砂體順物源方向連續(xù)性好，通常多期砂體連續(xù)疊置，厚度大；河口壩—灘壩復合砂體厚度整體較小，單期砂體間存在穩(wěn)定的泥—粉砂巖隔層，側向延續(xù)性好，可以在井間很好地追蹤。

圖10 志丹地區(qū)水下分支河道砂體剖面特征Fig.10 Well-tie sections of underwater distributary channel sand bodies in Zhidan area

通過對長82砂體巖石學、礦物學、測井相及空間分布的研究可知，水下分支河道砂體和河口壩—灘壩復合砂體具有明顯不同的沉積特征（表2）。水下分支河道砂體粒度較粗，具正粒序，成分與結構成熟度均較低，主要發(fā)育強水動力條件下的沉積層理，單期砂體厚度大，多期砂體連續(xù)疊置，平面上砂體軸向延伸距離遠，但連片性差，綜合指示其沉積速率較高、沉積能量強，水動力條件穩(wěn)定，后期席化改造弱；反之，河口壩—灘壩復合砂體粒度整體偏細，具反粒序或復合粒序，成分與結構成熟度均較高，普遍發(fā)育水動力條件強弱交替下形成的沉積層理，單期砂體厚度小，之間存在泥—粉砂巖間隔，平面上側向擴散明顯，連片性好，綜合指示其沉積水動力條件不穩(wěn)定，且經過了明顯的后期改造作用。

表2 志丹地區(qū)長82水下分支砂體與河口壩-灘壩復合砂體沉積特征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 沉積模式

對于湖盆淺水緩坡上的三角洲而言，較小幅度的湖平面波動也能引起其沉積相帶在平面上的大范圍遷移，造成砂體的沉積位置及所處的水動力環(huán)境不斷變化，曾燦等［52］采用Delft 3D 軟件模擬了湖平面上升和湖平面下降2 種沉積過程中淺水三角洲沉積的變化，指出湖泊水位升降超過5 m，即可發(fā)生三角洲沉積體的進積與退積、多期砂體的疊置。氣候變化是導致湖泊水位變化的重要因素，現今鄱陽湖的贛江三角洲就是受季節(jié)性氣候變化導致湖平面發(fā)生變化而形成的淺水三角洲。長82沉積期區(qū)域氣候季節(jié)性的干、濕交替，及大氣候環(huán)境的波動都能導致湖泊水位的高低變化，而河口壩—灘壩復合砂體內部頻繁地夾厘米級、分米級的泥—粉砂質條帶、薄層，以及水下分支河道砂體多期連續(xù)疊置，則有效記錄了湖平面的高低變化信息。根據砂巖與泥—粉砂巖沉積旋回指示的湖平面變化，建立了湖平面高、低2 種情況下的淺水三角洲前緣砂體沉積模式（圖12）：低湖平面時期，水下分支河道砂體軸向進積，水下分支河道之外的地區(qū)為大面積泥灘沉積；高湖平面時期，早期水道砂體接受改造，發(fā)生席化，并以砂質灘壩的形式發(fā)生再沉積。

低湖平面時期，湖盆水域面積小，風的吹程短，波浪規(guī)模小，而且淺湖線向湖心收縮，波浪從深水區(qū)到濱岸淺水區(qū)的過程中觸及湖底距離長，能量消耗大，因此，濱淺湖帶波浪作用十分微弱。湖盆水位下降導致濱淺湖區(qū)可容納空間有限，相對高能量的河水沖蝕湖底向前進積，使得河口壩沉積不易保存，主要發(fā)育水下分支河道砂體，多個期次的水下分支河道砂體可連續(xù)疊置形成厚層砂體，如圖12（a）中新334 井和高181 井，鉆井及測井顯示連續(xù)疊置的多期砂體可厚達14 m。該時期河流能量雖然高于湖水能量，但碎屑物質的注入量遠不及豐水期，因此，砂質沉積主要集中在河口區(qū)以及水下分支河道內，之外的大部分地區(qū)為懸浮沉積，形成砂質沉積間的泥—粉砂巖薄層。

圖12 志丹地區(qū)長82砂體沉積模式Fig.12 Sedimentary models of Chang 82sand bodies in Zhidan area

高湖平面時期，湖盆水域廣，風的吹程長，波浪規(guī)模大，即使在濱淺湖帶湖浪能量也較強。湖岸線、淺湖線以及河口位置向內陸大幅推進，加之湖水的頂托作用增強、水體加深，限制了河水的進積沖蝕作用，河道末端河口壩沉積較為發(fā)育。在湖平面低→高的變化同時發(fā)生了沉積水動力環(huán)境由河流→湖泊控制的交替，早期河口壩及水下分支河道沉積在高能湖泊波浪的沖刷、淘洗與搬運下，以薄的砂質淺灘和局部砂質堆積加厚的砂壩再沉積，砂質成熟度增高，連片性好。低水位時期的泥—粉砂質與高水位時期的砂質交互沉積即形成河口壩-灘壩復合砂體，如圖12（b）中新424 井和高133 井，自然伽馬曲線表現為齒化漏斗形和中—高幅密集排列的指狀，指示了沉積水動力環(huán)境的頻繁變化。

5 結論

（1）志丹地區(qū)長82砂體可分為淺水三角洲前緣水下分支河道與河口壩—灘壩復合砂體2 種類型。

（2）水下分支河道砂體粒度較粗，成分與結構成熟度較低，主要發(fā)育強水動力條件下的沉積層理；單期砂體厚度大，具正粒序，垂向上多期砂體連續(xù)疊置，平面上呈條帶狀，連片性差。河口壩—灘壩復合砂體粒度整體偏細，成分與結構成熟度均較高，普遍發(fā)育水動力條件強、弱交替情況下形成的沉積層理；單期砂體厚度小，具逆粒序或復合粒序，垂向上每期砂體之間存在泥—粉砂巖間隔，平面上呈相互拼貼的坨狀、席狀，連片性好。

（3）湖平面的高低變化是造成志丹地區(qū)長82淺水三角洲前緣2 類砂體沉積特征不同的直接原因，水下分支河道砂體的發(fā)育受控于低湖平面期河流的進積作用，而河口壩—灘壩復合砂體的沉積主要與高湖平面期的波浪作用有關。