地层对比（精选8篇）
地层对比 篇1
1 概述
地层划分与对比是进行油藏描述的基础性工作, 当前随着油气井开发工作的不断深入, 传统的以的地层划分方法不断遭到各种各样的质疑, 因为此法并不标准, 通过生物地层学和岩石地层学等方法进行地层的划分与对比在小范围内仍然具有一定的适用性, 但是在大范围区域内准确性很难保证。岩性、物性和地层流体等因素的变动会反映出测井曲线不同的形态特征, 故而利用测井曲线进行大范围区域内地层、油层的划分与对比是可行的。所谓测井曲线对比就是指充分利用邻井测井曲线之间的相似性, 从起始井开始依次进行井与井之间、剖面与剖面之间的对比, 最终完成全区井的分层与对比。
2 研究思路
2.1 确立地层划分与对比原则
为了提高地层划分与对比的准确度, 在进行骨干井的比选时必须选择砂岩发育较好且层数较为齐全、测井曲线具有明显的旋回特征、井位集中且能凸显标准层标志的井。在选择骨干井时不能脱离分层标志且必须按照沉积特征精确划分时间单元, 否则会造成不必要的混乱。此外, 所选择的测井曲线必须具有高分辨率, 可以充分反映岩性界面、层理关系及旋回情况, 通过标志层来划分标志层可明显辨认的井, 并采用邻井对比法划分标志层不易辨认的井。
2.2 选择对比标志层
将具有突出的测井曲线特征, 且层位稳定、分布较广、易于鉴别的层段作为标志层, 标志层一般作为对比的主要依据。
2.3 测井曲线的选择
如上所述, 利用测井曲线进行地层划分与对比在研究区域面积较大、油井井位较为分散且取心井数据资料相当有限的情况下非常适用。不同的测井曲线具有不同的工作原理, 一般选择GR曲线 (自然伽马曲线) 、SP曲线 (自然电位曲线) 、微电极曲线、LLD/LLS曲线 (双侧向曲线) 和R25曲线 (2.5cm底部梯度电阻率曲线) 、AC曲线 (声波时差曲线) 及电阻率曲线等。这些曲线垂向分辨率高, 可以将地层岩性截面的层理、岩性变化、泥岩分布、地层接触关系、地层沉积的整体特征等充分反映出来。
(1) SP曲线 (自然电位曲线)
在井中尚未通电情况下, 自然电场会在两个电极之间形成电位差, 而地层和泥浆之间发生电化学反应也会形成自然电场, 通过测量自然电位随井深的变化而变化的规律。
(2) GR曲线 (自然伽马曲线)
一般情况下沉积岩中都含有天然放射性同位素, 而不同的岩石所含同位素数量各异, 衰变时便会放射出不同强度的伽马射线, 故而可以通过自然伽马测井曲线反应地层及岩性剖面状况。这种方法适用于下套管井、跟踪定位射孔、找套管外窜槽等情况下其他测井曲线很难进行底层对比的剖面。
(3) AC曲线 (声波时差曲线)
声波在不同的地层传输速度不同, 通过声波速度测井仪在井下发射声波, 声波经由泥浆向不同地层传播, 可以记录声波每通过1m地层所需时间△t随地层深度变化的曲线, △t取值的大小直接受到岩石密度、不同介质 (流体) 等的影响, 岩石密度越大, △t越小, 反之岩石越疏松, 则△t越大;岩石孔隙中含有不同流体, 也会在声波时差曲线上表现出不同的△t。
2.4 对比起始井的确定
一般按照位置较为集中、数据资料丰富且砂体发育良好的原则选择对比起始井, 选好后将其按照沉积方向与标志层骨干井进行逐层逐井对比, 并最终完成起始井精细化分与对比分析。
3 对比方法
3.1 平面骨干剖面控制全区对比方法
在进行全区地层对比时可以采用平面骨干剖面精细对比, 在全区平行或垂直沉积方向找出若干条贯穿性的横纵主干剖面并构成全区骨架封闭坡面网, 以便进行地层对比工作。
3.2 邻井相近对比方法
由于沉积相率的变化具有继变性, 所以相邻井的测井曲线具有很多相似的特征, 故而可以采用相邻井相近原则进行地层对比与分析, 从标志层出发, 从同一骨干剖面的邻井开始进行依次对比。
3.3 地层厚度对比法
当前应用比较广泛的计算地层厚度的方法有地层对比法、沉积速率法、地层压实密度法和热演化法等。其中地层对比法是基于泥岩孔隙度与深度之间的关系并利用声波时差资料计算地层剥蚀量的方法, 计算公式如下:
式中:ф——岩石孔隙度 (f) ;
ф0——地表岩石孔隙度 (f) ;k
k——指数常数;
D——岩石埋深 (m) 。
上式表明, 孔隙分布较为均匀的固结岩层中声波得传播时间与孔隙度之间呈正向变动的函数关系, 所以正常压实时声波的传播时间与地层孔隙度可以进行类比, 即通过该方法进行地层剥蚀厚度的估算。
参考文献
[1]孙健等.利用测井曲线进行地层精细划分与对比[J].当代化工.2014 (11) .
[2]翁望飞等.利用声波测井技术计算地层剥蚀厚度——以鄂尔多斯盆地为例[J].新疆石油地质.2011 (4) .
地层对比 篇2
东营凹陷陈官庄地区下第三系沙四段地层对比划分
本文主要对东营凹陷陈官庄地区沙河街组第四段地层对比进行比较系统的分析,依据测井资料从自然电位、自然伽马、电阻率、感应电导率四性来进行分析,结合岩性剖面、解释孔隙度、解释渗透率对该区沙四段地层对比进行了论述,图文配合对该区地层划分作了说明.
作 者：丁晓明 作者单位：胜利油田公司现河采油厂 刊 名：内江科技 英文刊名：NEI JIANG SCIENCE & TECHNOLOGY 年，卷(期)：2009 30(5) 分类号：P61 关键词：地层划分 东营凹陷 下第三系
地层对比 篇3
松辽盆地内钻遇石炭-二叠系的钻井较少, 同时地震资料中T5构造层却反映不清晰、品质也差, 为解决上古生界顶面埋深增加了难度。
前人认为, T5是C-P系顶面, 吉林油田经近两年的研究证实, 在松辽盆地之下局部地区存在J-T地层。从地震剖面上可以看出, 这套可能的J-T地层的总体展布和变形特征与上覆K地层存在明显的差异, 其顶底界面均为不整合面。因此, 常规意义的T5反射不能简单定义为上古生界顶面, 在盆地内局部地区还存在残留的三叠-侏罗纪地层, 这些夹层的底界才是上古生界的顶界, 其他区域T5即上古生界顶界。
此次利用钻井资料, 结合井震合成记录, 综合确定上古生界底界反射界面。松辽盆地内钻遇基底的钻井朝深1井, 整理其钻遇岩性及厚度, 认为其钻遇的地层为上古生界。
2 松辽盆地上古生界底界 (Tcp)
松辽盆地深部构造地球物理综合解释尚属首次, 对深部反射结构面的认识没有成型的理论和研究成果可借鉴, 同时盆地钻遇上古生界探井220口 (北部近150口) , 但没有一口探井钻穿上古生界, 钻遇厚度还很薄, 因此无法用井震标定技术确定上古生界底界, 深部地震地质层位的标定在很大程度上具有推测性。
2.1 钻井年龄
松辽盆地T5反射层以下的岩石测年数据表明, 中元古代-早古生代地层多集中在盆地南缘, 晚古生代-中生代地层多出现在盆地西部斜坡区 (图1) 。
2.2 地震解释结果
通过对区内地震测线反复斟酌、研究、鉴定后发现, 对应中生代断陷最为发育部位, 存在一大型长轴背斜 (图2) , 走向NNE, 东西宽50km, 南北长150km以上, 背斜顶面两侧地层超覆特征明显, 界面可向东西持续延伸, 为一期区域不整合面, 代表一次大的构造事件, 可能为上古生界底界。结合区域构造研究, 在早石炭世末期兴安地块与松嫩地块大致沿松辽盆地西缘发生一次重要的构造拼接事件 (刘永江等, 2011) , 因此, 这一构造界面也可能代表晚石炭统的底界面。这一线索在全区都可推广, 地震界面基本可连续追踪。
从地震解释中可以看出松辽盆地超覆现象明显, 贯穿南北, 因此我们推测该界面即为上古生界底界面。并且在松辽盆地南部重新重磁电联合解释中, 也发现了这一大型长轴背斜, 被确定为石炭和泥盆系的地层界面。不同地球物理方法识别的结果具有共同的特点, 依次界面同T5夹持的地层体系, 都具有对应断陷深部厚度最薄、向东西两侧逐渐加厚的共同特征。
2.3 松辽盆地周缘古生界地层
松辽盆地北部地区晚古生代海相沉积地层 (以内蒙古中部地区为代表, 自下而上) 有:泥鳅河组、塔尔巴格特组和红水泉组等, 以灰岩和泥岩为主, 灰岩累计厚度892m。其中早石炭世红水泉组上段灰岩690m;早泥盆世泥鳅河组中段 (乌奴尔灰岩) 灰岩202m。暗色泥岩累计厚度270m。其中早石炭世红水泉组下段暗色泥岩120m;中——晚泥盆世塔尔巴格特组暗色泥岩103m, 早泥盆世泥鳅河组上段 (北矿段) 暗色泥岩和粉砂质泥岩47.0m。地层累计厚度3756.03m。
松辽盆地南部地区的晚古生代海相沉积地层 (以吉中地区为例) 主要有:二道沟组、王家街组、通气沟组、鹿圈屯组、磨盘山组 (石嘴子组) 、寿山沟组、大河深组和哲斯组, 其中灰岩累计厚度1575m。主要包括哲斯组灰岩132.87m;大河深组灰岩330m, 寿山沟组灰岩213.38m;磨盘山组灰岩749.07m;鹿圈屯组灰岩101m;王家街组灰岩464m;二道沟组灰岩85m。暗色泥岩 (暗色泥岩、粉砂质泥岩) 累计厚度2311m。主要包括哲斯组暗色泥岩、粉砂质泥岩115.29m;大河深组暗色泥岩113m;寿山沟组暗色板状泥岩>250m;鹿圈屯组暗色泥岩 (含粉砂质泥岩) 832.63m。
盆地周边基岩区上古生界地层厚度:从区域上对晚古生代原型盆地沉积展布特征的研究表明 (吉林大学) , 松辽盆地和周边地区但是具有统一的沉积特征, 上古生界的厚度在空间上具有连续可比性, 因此, 可以根据盆地周边基岩区C-P的厚度来推测标识Tcp界面。
2.4 区域地层对比
吉林大学前期实测石炭纪——二叠纪地层剖面以及部分观测剖面资料, 分布在松辽盆地周边, 对其中的石炭纪——二叠纪地层进行总结, 发现在松辽盆地中部西部斜坡区厚度最厚, 超过15k m, 南缘最薄, 仅为6k m左右, 这从另一个侧面也支持了上古生界底界面识别的正确性。
同时总结对比各实测剖面岩性柱状图特征, 可以发现, 在区域上有很好的延伸性。如中二叠世哲斯组 (图3) , 可以预测, 在松辽盆地下伏地层中, 中二叠世地层 (如哲斯组) 厚度也较大。
3 结论与认识
通过对大兴安岭地区1:20万50余幅地质图和30余份地质报告区调资料的详细分析总结, 并结合地层实测剖, 初步揭示了该区上古生界的展布特征, 表明松辽盆地和大兴安岭地区具有统一的沉积特征, 上古生界的展布在空间上具有连续性。
泥盆纪地层主要出露于贺根山——嫩江——黑河一线以西地区, 相带呈北北东向展布, 在贺根山——嫩江——黑河一线东南侧缺失泥盆纪沉积, 总体呈现南陆北海的构造格局。
早石炭世研究区继承了泥盆纪南陆北海的构造格局, 贺根山——嫩江——黑河一线东南部为陆地隆起区, 缺失沉积;晚石炭世与早石炭世截然相反, 发生了重大的海陆变迁事件, 贺根山——嫩江——黑河一线东南部为海相、海陆交互相沉积, 晚石炭世总体上表现为北陆南海的构造格局。早、晚石炭世古地理格局的重大变迁表明贺根山——扎兰屯——黑河一线是一个重要的古地理分界线。
表明松辽盆地和大兴安岭地区具有统一的沉积特征, 上古生界的展布在空间上具有连续性。松辽盆地上古生界顶面埋深变化较大, 深层结构也很复杂;本区西部斜坡区和东南隆起区的上古生界顶面埋深在1.0-9.0k m间, 石炭——二叠系分布范围和规模较小;而东、西部断陷区和古中央隆起区内上古生界顶面埋深较大, 最深处约-10.0k m, 石炭——二叠系分布范围和规模也较大。
参考文献
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地层对比 篇4
1 地层简述
桩52块地层自上而下发育第四系平原组、上第三系明化镇组和馆陶组、下第三系的东营组和沙河街组, 本区沙河街组发育沙一段 (E3s1) 、沙二段 (E3s2) 、沙三段 (E3s3) , 其中主要含油层系为沙三段。
2 地层对比
2.1 目的层岩性特征
研究区目的层段沙三段地层厚度约800m, 根据岩性组合特征划分上、中、下亚段, 沙三上、中亚段以灰质泥岩、油页岩、灰色泥岩为主, 沙三下亚段底部、中部为两套深湖相深灰色泥岩, 顶部、中下部发育两套浊积砂体, 被沙三中底部的灰质泥岩及暗色泥岩所覆盖。两套砂体构成沙三下第一、第二套储集层, 其中第一套储层为本次研究的目的层段, 为沙三下亚段Ⅰ油组。
2.2 层序地层结构划分
综合分析地震、测井、岩芯、录井等资料的基础上, 将研究区下第三系沙河街组四段下亚段~东营组共划分出三个二级层序, 沙河街组四段属于第一个二级层序, 沙河街组三段~沙河街组二段下亚段为第二个二级层序, 沙河街组二段上亚段~东营组为第三个二级层序;在此基础上进一步划分了七个三级层序, 即沙河街组四段下亚段为层序Ⅰ, 沙河街组四段中亚段~沙河街组四段上亚段为层序Ⅱ, 沙河街组三段下亚段为层序Ⅲ, 沙河街组三段中亚段为层序IV, 沙河街组三段上亚段~沙河街组二段下亚段为层序V, 沙河街组二段上亚段~沙河街组一段为层序VI, 东营组为层序Ⅶ。三级层序内部自下而上发育了低位域、湖侵域和高位域 (图2) 。研究区目的层段为沙三下亚段, 整体属于三级层序 (Ⅲ) ;研究区内主要发育了浊积扇沉积体系, 以正粒序粗砂岩为特征, 受同沉积边界断层控制作用明显。
2.3 地层对比标准
根据本区的沉积特征, 选取本区砂体发育较全并具有取心资料的桩50井作为本区的标准井。标准层:利用取心井桩50井, 结合全区钻井资料、油藏特点及含油性, 建立标准地层层序。通过对全区测井曲线特征分析, 确定本块对比标准层有2个、辅助标志层3个。标准层 (1) :为沙三中亚段底部一套厚层稳定沉积油页岩, 与沙三下亚段的交界处在感应电导率曲线 (COND) 、声波曲线 (AC) 均表现为一个突变点, 曲线向下明显降低, 呈台阶状, 自然电位曲线 (SP) 则表现为较长的泥岩基线, 交界处出现突变, 自然伽马曲线 (GR) 、微电极曲线亦变化明显, 易于识别。标准层 (2) :为沙三段下亚段地层内部也有一套厚层油页岩, 自然电位曲线 (SP) 同样呈基线, 感应电导率曲线 (COND) 由宽缓在边界以下变成齿状, 声波曲线 (AC) 台阶后增大, 微电极重合。
辅助标志层 (1) :厚度0.5~6.4m, 岩性主要为泥岩、粉砂质泥岩;SP曲线回返, 微电位与微梯度重合, 自然伽马、感应、声波时差值高;为划分1、2砂组的标志。
辅助标志层 (2) :厚度0.6~13.6m, 岩性主要为泥岩、粉砂质泥岩;SP曲线回返, 微电位与微梯度重合, 自然伽马、感应、声波时差值高;为划分2、3砂组的标志。
辅助标志层 (3) :厚度0.5~23m, 岩性主要为泥岩、粉砂质泥岩、钙质泥岩;SP曲线回返, 微电位与微梯度重合, 自然伽马、感应、声波时差值高;为划分3、4砂组的标志。
3 建立地层对比骨架
针对全区86口井, 共建立对比骨架剖面10条, 其中主干骨架剖面3条, 辅助骨架剖面7条 (顺物源方向剖面7条, 垂直物源方向剖面3条) 为全区对比闭合打下基础 (图3) 。以桩50井、桩52-1井等为点, 在骨架剖面控制下, 点线面结合, 相互印证, 做到全区所有井闭合对比。同时, 结合构造解释和动态资料, 验证对比结果。
4 地层对比结果
在确定本区标准层、标志层特征的基础上, 根据岩心和测井曲线的对应关系, 识别出了典型井的沉积旋回特征, 总体上沙三下Ⅰ油组为正旋回, 纵向分为四个次级旋回, 根据旋回特征将沙三下Ⅰ油组分为4个砂组、9个单砂体, 由西向东2、3、4个砂组的厚度都有所减薄, 1砂组的厚度变化不大, 由南向北2、3、4砂组有所变厚, 1砂组变化不大, 中部地区受断层影响3、4砂组部分被断失 (表1) 。
5 结论
(1) 桩52区块目的层段为沙三下亚段, 属于三级层序, 区内主要发育了浊积扇沉积体系, 以正粒序粗砂岩为特征, 受同沉积边界断层控制明显。
(2) 利用取心井桩50井, 结合全区钻井资料、油藏特点及含油性, 建立标准地层层序, 分析全区测井曲线特征, 确定对比标准层有2个、辅助标志层3个。建立10条对比骨架剖面, 认为目的层沙三段发育四个砂组, 9个小层。
(3) 过Z52-16井的地震剖面存在一条南掉断层, 结合标志层特征, 确认了对比结果的准确性。
摘要：五号桩油田桩52块位于五号桩向斜, 北靠桩西古潜山, 南为孤岛隆起, 东临长堤断层, 前人从不同方面对桩52断块的沙三下第一套储层开展了一些研究, 但是以前的储层研究工作较粗, 到目前为止还没有系统的开展精细油藏描述及剩余油分布规律研究, 需要在此前认识的基础上进行地层精细划分对比, 重建油藏地质模型, 揭示砂体分布规律和储层特征, 本文在前人对桩52块的认识的基础上, 在确定本区标准层、标志层特征后, 根据岩心和测井曲线的对应关系, 识别出了典型井的沉积旋回特征, 对开展本区精细油藏描述, 搞清剩余油分布规律, 改善沙三下第一套油层开发效果及提高采收率提供科学依据。
关键词：沾化凹陷,五号桩油田,桩52块,对比标志
参考文献
地层对比 篇5
1 地层划分对比
本次地层对比以“细脖子段”、“块状砂岩段”等鄂尔多斯盆地中生界地层划分的区域性标志层为依据。依据钻遇延长组的顺序, 自上而下划分为长1、长2、长3、长4+5、长6、长7等油层组。主要标志层及其特征如下:
1.1 张家滩页岩。
鄂尔多斯盆地三叠系地层对比的传统标志层为延长组第二段 (T3y2) 上部 (长72) 的黑色油页岩, 即张家滩页岩。地表剖面将其定为KT标志层, 该层段在盆地南部分布稳定, 厚度10~30m。电性特征具有高伽马、高时差、高电阻、自然电位比较平直的特点。本区仅少数探井钻穿该层, 厚10~12m。
1.2 细脖子 (或高阻泥岩) 段。
延长组第三段上部 (相当于长4+5) 为一套深灰、灰黑色泥岩、粉砂岩和碳质泥岩沉积, 夹煤线。底部为砂泥岩互层沉积, 区域分布较为稳定。下段储层岩性主要为浅灰色、灰色细粒长石砂岩与深灰、灰黑色砂质泥岩及黑色泥质岩不等厚互层, 部分砂岩段含油。电性特征为自然电位呈微小波状、泥岩段曲线大段偏正, 自然伽马曲线和视电阻率曲线具指状高值, 俗称细脖子 (或高阻泥岩) 段, 为三叠系延长组地层对比的区域性辅助标志层。
1.3 薄层凝灰质泥岩 (斑脱岩) (S1-S4) 。
延长组第三段下部发育多层凝灰质泥岩 (斑脱岩) 薄层, 在本区内分布稳定, 电性特征为高伽马、高时差、低电阻, 声速呈单峰或双峰状, 是区内进行油层组划分及小层对比的重要标志。按照沉积旋回对目的层段进一步细分, 将长4+5油层组划分为长4+51、长4+52两个油层亚组。按照上述地层划分对比的方法及思路, 对所有井进行了闭合地层对比, 通过反复修正, 最后达到了全区闭合, 统一了各油组、小层的划分。
2 沉积微相类型
2.1 沉积构造类型。
沉积构造是判别沉积环境和进行沉积相、亚相和微相划分最重要的标志。研究表明, 长4+5层沉积构造包括层面构造和层理构造。层理是沉积物沉积时在层内形成的成层构造, 主要分为交错层理、波状层理、粒序层理、平行层理、水平层理以及复合层理 (脉状层理、波状层理、透镜状层理等) 等。根据钻井岩心观察, 南泥湾长4+5储层具有各种类型层理:2.1.1交错层理。发育在滞留沉积之上, 为中-细粒砂岩构成的大型槽状交错层理, 其上一般发育平行层理或板状层理, 向上逐渐变为灰绿色泥岩, 构成向上变细的层序, 具有河道沉积层序的特点。2.1.2沙纹层理。通常是在粉砂质沉积物伴随单向或往复水流波痕的迁移过程中, 由同向快速迁移形成的一系列沙波纹相互叠置沉积而成, 它的形成必须具备丰富的沉积物来源和较高的流体密度, 特别是呈悬移状态的沉积物供给水流, 以致波痕不仅仅是向前迁移, 而且同时向上建造成一个个相互连续叠置的波痕系列。此类沉积构造常见于沉积物供给较充沛的三角洲前缘河口坝、远砂坝和滑塌浊积扇中扇分流水道侧翼或无水道前缘席状砂等微相的粉-微细粒砂岩与泥岩薄互层组合中。2.1.3水平层理。这是一种水流作用非常弱的条件下形成的沉积构造, 常发育在泥质岩及细粉砂岩中。伴随有生物潜穴及扰动构造, 多发育于河流上部旋回堤岸沉积中。2.1.4平行层理。岩性通常以细砂岩为主, 由平坦床砂垂向加积作用形成, 层细而平直并且与层面平行, 是由颗粒大小不同的纹层叠覆而成, 常见下粗上细的粒度韵律。平行层理是在较强水动力条件下, 由高流态的平坦砂床迁移, 床面上连续滚动的砂粒产生粗细分离并与层面平行而显出的特征层理构造, 一般出现在急流及能量较高的环境中, 如河道、海滩等环境, 常与大型交错层共生。
2.2 沉积微相类型及其特征。
通过岩心观察与区域沉积背景分析, 并结合前人研究成果, 认为研究区长4+5油层组属于三角洲沉积中的三角洲平原亚相, 共识别出3种沉积微相 (表1) , 建立了相应的岩电模板。研究区长4+5主要沉积微相成因及电性特征为如下:a.分流河道 (水下分流河道) 。水下分流河道是陆上分流河道的水下延伸, 从岩性特征上看主要为灰色或者灰绿色厚层状细砂岩, 细-粉砂岩组成, 此外夹少量粉砂岩、泥质粉砂岩和粉砂质泥岩。水下分流河道沉积与三角洲平原分流河道是继承性的, 砂岩粒度分布以跳跃总体发育为特征。但由于水下河流受湖水阻滞, 能量降低, 携带的沉积物粒度较水上分流河道粒级细, 颜色深。水下分流河道沉积的特点是厚层的砂体与厚层的前三角洲泥或分流间湾泥岩相互叠置, 形成特征明显的沉积序列。b.分流间湾 (水下分流间湾) 。位于三角洲分流河道之间或者三角洲前缘水下分流河道砂体之间的滨浅湖区, 其水体与前三角洲带开阔湖水相通。以细粒沉积为主, 岩性为厚层状灰黑色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、粉砂岩夹灰色、灰绿色细砂岩。分流间湾多为泥岩、粉砂质泥岩组成, 其自然电位曲线表现为低平, 自然伽玛曲线表现为中高值, 呈齿形。c.天然堤。呈带状分布在分流河道或者水下分流河道的侧旁, 水下天然堤主要由极细砂和粉砂组成, 常夹含植物碎片的泥质薄层, 层内可见沙纹层理、水平层理、包卷层理和虫孔等, 常与水下分流河道砂岩和水下分流间湾泥岩共生。自然电位曲线呈中-低幅齿状。在研究区比较少见。
3 沉积微相及砂体展布特征
通过前面分析可知, 研究区长4+5油层组发育的主要是三角洲平原沉积, 包括三角洲平原的分流河道、分流间湾、天然堤共3种沉积微相。
3.1 长4+522沉积微相及砂体平面特征。
该期研究区沉积微相只有两条河道, 分流河道和分流间湾微相为该时期工区内骨架相。河道基本继承了早期的特点, 走向大体为北东-南西和北-南向, 河道的宽度变小。两条河流在工区内交叉汇合形成多个规模不等的分支河道。砂体厚度最大18m, 平均8m左右, 井区河道砂体厚度较小, 河道的宽度变窄, 分流间湾微相规模变大。
3.2 长4+521沉积微相及砂体平面特征。
该期微相展布特征继承了长4+522沉积时期基本特征沉积微相只有两条河道, 分流河道和分流间湾微相为该时期工区内骨架相。河道基本继承了早期的特点, 砂体走向大体为北-南向和北东-南西向, 河道的宽度变小。两条河流在工区内交叉汇合形成多个规模不等的分支河道。砂体厚度最大28m, 平均15m左右, 井区在新316、新309附近河道砂体厚度较大, 整体河道的宽度较窄, 分流间湾微相规模大。
4 结论
4.1 研究区长4+5储层以三角洲平原亚相分流河道微相为主。水下分流河道沉积的特点是厚层的砂体与厚层的前三 (下转140页) (上接30页) 角洲泥或分流间湾泥岩相互叠置, 这为油气提供了储集空间和成藏的封盖条件。
4.2 研究长4+5沉积期的分流河道基本继承了早期的特点, 砂体走向大体为北东-南西和北-南向。进行注水开发时, 注入水易沿砂体展方向推进, 因此, 砂体展布方向的注采井距应拉大, 以避免油井过早水淹。
4.3 因油气储集空间受河道砂体分布区域的控制, 故新窑分流间湾区域内的含油性较差, 这决定了开发钻井时因尽量将井位选择在河道砂体之中以避免低产或无产。
参考文献
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地层对比 篇6
关键词：地层,希里可特组,中三叠统,沉积环境,东昆仑
本次研究区地处秦祁昆造山系南昆仑结合带, 北接东昆仑弧盆系, 南邻可可西里-松潘前陆盆地, 地质情况较为复杂。为深入了解希里可特地区地质情况, 建立系统的岩石地层单位和恢复其沉积环境和构造演化史。通过野外填图、实测地层剖面、样品采集、薄片鉴定、室内综合整理等方法对研究区的复杂地质情况有了详细的认识。通过本次研究可以确定该地区中三叠统希里可特组地层层序, 复原构造演化历史, 恢复其沉积构造环境。由于希里可特组在东昆仑地区具有独特的构造、岩性、岩相特征[1,2], 因此, 加强希里可特组岩石地层单位厘定, 一方面是区域地层划分与对比, 是深化东昆仑地区三叠系研究的基础;另一方面是研究东昆仑早中生代构造演化和古特提斯洋演化。最为重要的是, 希里可特组岩石地层单位的进一步厘定, 是研究东昆仑地区三叠纪时期印支运动发生、发展、强度和期次阶段的关键, 是恢复重建东昆仑地区早中生代其间古地理-沉积构造环境的关键所在。
1 希里可特组研究状况
长期以来人们往往忽视中三叠统希里可特组地层单位的存在, 常把它与其下的一大套碳酸盐岩夹碎屑岩系的闹仓坚沟组地层相混淆或放在一起[3]。后来蔡雄飞等人对希里可特组进行了较为详细的厘定。岩性上, 将希里可特组自下而上可划分为灰绿色巨厚层-中厚层细砾岩、含砾的粗砂岩与灰色薄层粉砂岩互层。纵向上组成粗-细-粗的旋回序列, 总体上为—套粗、细碎屑岩系, 因而希里可特组具有自己特定的岩石地层单位的含义[4,5]。如图1所示。
1.第四纪全新世河流冲积物, 2.第四纪全新世冲洪积物, 3.第四纪更新世冲洪积物, 4.上三叠统八宝山组下段, 5.中三叠统希里可特组上段, 6.中三叠统希里可特组下段, 7.中三叠统闹仓坚沟组第八岩段, 8.闹仓坚沟组第七岩段, 9.闹仓坚沟组第六岩段, 10.下石炭统哈拉郭勒组, 11.中元古界小庙岩组, 12.流纹斑岩, 13.安山岩, 14.钾长花岗岩, 15.花岗闪长岩, 16.实测地层剖面;17) 实测剖面导线;18) 地质界线;19) 角度不整合界线;20) 断层;21) 河流、湖泊.
2 希里可特组岩石地层特征
2.1 希里可特组主要岩石类型
希里可特组平行不整合于闹仓坚沟组之上[6], 顶部出露不全, 出露厚度801.2m, 沉积时代为中三叠世。根据希里可特沟实测剖面资料, 依据沉积岩石组合特征, 将希里可特组划分为上、下两个岩性段, 其中下段为1-27层, 上段为28-42层。
下段:自下而上主要以一套杂色、紫红厚层块状砾岩、紫红色中厚层状泥质粉砂岩、灰绿色中层状石英细砂岩为主, 夹浅灰绿色厚层状复成分砾岩、含砾粗砂岩和少量中粒砂岩, 泥质粉砂岩产丰富的双壳类化石 (如图2所示) 。内部普遍发育重力流沉积的鲍玛序列, 自下而上可区分AB、ABD (图3) 、DE等序列。
上段:主要以一套灰-浅灰绿色中层状石英粉砂岩、深灰色中厚层状钙质粉砂岩、灰绿色中层状石英细砂岩为主, 其间夹浅灰色长石砂岩、灰黑色粉砂质泥岩和浅灰-灰色中厚层含细砾中粗粒砂岩, 未见顶。
上下两段中均见灰-浅灰绿色块状流纹斑岩。
2.2 希里可特组主要岩石的岩相学特征
1) 砾岩。杂色、紫红色、浅灰绿色, 砾状结构, 块状构造。主要成分:岩屑、石英、长石, 岩屑主要有:灰岩岩屑、泥岩岩屑、砂岩岩屑等, 岩屑分选较差, 呈不规则状, 粒径相对较大, 一般大于0.5cm, 大者有10cm。填隙物主要为方解石, 方解石颗粒大小0.2mm左右, 混乱分布于碎屑物颗粒之间隙中。颗粒支撑结构, 孔隙-接触式胶结。
2) 含砾粗砂岩。浅灰-灰色, 结构构造:含砾粗粒砂状结构, 块状构造。
主要成分:碎屑成分主要为岩屑、石英及长石。碎屑物分选较差, 颗粒大小相差悬殊, 一般0.5~2mm, 少数0.25~0.5mm。碎屑成分有泥岩岩屑、粉砂岩岩屑、中酸性熔岩岩屑含量占优势。填隙物主要成分为泥质。颗粒支撑结构, 孔隙-接触式胶结。
2) 粗砂岩。紫红色、浅灰绿色, 粗-中粒砂状结构, 块状构造。主要成分:石英、岩屑及长石, 碎屑物分选中等, 颗粒大小一般0.25~1mm, 碎屑物呈次棱角状, 少数为次圆, 石英具明显波状消光现象, 有时见石英表面有不规则裂纹。岩屑成分主要为泥岩及粉砂岩碎屑, 中酸性熔岩岩屑少量, 长石碎屑呈次棱角状, 少数呈柱状, 碎屑物混杂分布。填隙物成分可见有钙、泥质及少量铁质。颗粒支撑结构, 孔隙-接触式胶结。
3) 细砂岩。浅灰绿-灰色、灰绿色、黄绿-草绿色, 细粒砂状结构, 中层-厚层状, 块状构造。主要成分:岩石中碎屑物成分主要为石英、长石及岩屑。碎屑物分选中等。碎屑物一般呈次棱角状、棱角状、少数为港湾状。岩屑成分主要为酸性熔岩岩屑及粉砂岩屑。填隙物成分为泥质及钙质, 泥质较均匀充填于碎屑物之间隙中, 部分泥质重结晶为绢云母与少量绿泥石。钙质常呈细小团块状较集中分布于碎屑物颗粒之间。颗粒支撑结构, 孔隙式胶结。
4) 粉砂岩。紫红色、灰-浅灰绿色, 粉砂结构, 薄层-中层状, 块状构造。主要成分:岩石中碎屑物成分主要为石英及长石, 颗粒细小, 石英与长石含量较难区分, 长石与石英含量65%左右, 碎屑物分选较好, 颗粒大小一般0.04~0.05mm。碎屑物呈次棱角状。填隙物成分主要为泥质及少量钙质。杂基支撑结构, 基底式胶结。
5) 泥质砂岩。灰-浅灰绿色, 粉砂泥质结构, 薄层状, 块状构造。主要成分:泥质含量70%, 有部分泥质重结晶为绢云母及少量绿泥石, 绢云母与绿泥石大体定向平行分布。砂状物颗粒大小不一, 明显可分为粉砂级及细砂级。粉砂状颗粒0.04~0.06mm, 细砂状颗粒大小0.1~0.25mm, 个别达1.2mm左右。岩石中见少量白云母, 呈针柱状大体定向平行分布。杂基支撑结构, 基底式胶结。
2.3 希里可特组剖面描述
红水川希里可特地区中三叠统为“红水川北希里可特剖面”第10-17层, 是由李璋荣等 (1978年) 测制的[7]。本次通过对红水川希里可特地区实地观察, 进行剖面测量, 按每层的岩性特征, 并对照原实测剖面, 将希里可特组由下至上共划分了42层, 总厚度为801.2m, 未见顶。希里可特组划分为上、下两段。剖面列述如图4所示。
1.钙质粉砂岩, 2.泥质粉砂岩, 3.泥质细砂岩, 4.石英砂岩, 5.石英粉砂岩, 6.含砾粗砂岩, 7.砾岩, 8.流纹斑岩, 9.断层
阿德其次日郭勒沟测制剖面时发现由于岩层的倒转使希里可特组下段 (T2×1) 岩层覆盖于上段 (T2×2) 之上, 进而岩层重复出现。层内发育小的褶皱, 造成希里可特组上段 (T2×2) 两侧下段 (T2×1) 岩性组合有一些差异。
希里可特组地层序列。综合希里可特沟、阿德其次日郭勒沟实测剖面, 绘制出东昆仑三叠系希里可特组地层柱状图, 如图5所示。
2.4 希里可特组时代依据
希里可特组主要产丰富的双壳类、瓣鳃类化石。希里可特组中出规一些较新时代的瓣鳃类化石, 如Badiotella、Lopha、Heminajas等, 这三个属通常产于拉丁阶以上的地层中[7]。
从希里可特组含有的瓣鳃类分析看来, 对该组的时代归属, 提出如下认识:
1) 希里可特组的瓣鳃类大致与闹仓坚沟组近似, 都属于Neoschizodus—Ptagiostona组合范围, 此外尚包括一些闹仓坚沟组中未见及的Baudiotella、Lopha、Heminajas等。为此, 这个瓣鳃动物群既有安尼锡期的, 又有拉丁阶以上较新的成员。
2) 本组与闹仓坚沟组之间存在一明显的间断面, 从这一接触关系来看, 东昆仑地区, 自中三叠世晚安尼锡期之后, 曾发生过一次较大的海退, 而中三叠世晚期海水又短暂侵入。所以, 按新成员的出现和存在地层间断的事实, 置希里可特组时代为中三叠世拉丁期。
最终将该地区希里可特组岩性组合确定为中三叠统。
3 希里可特组的沉积环境以及区域对比讨论
3.1 地层的沉积特点和沉积环境的讨论
在研究区内, 三叠系分布广泛、层位齐全、类型复杂、地质结构独特。由下到上依次为洪水川组、闹仓坚沟组、希里可特组、八宝山组, 其内部构造由于整个区域构造复杂的原因, 组之间多为平行不整合和微角度不整合接触。
洪水川组由下到上为红色粗碎屑岩组合, 绿色粗碎屑岩组合, 薄层灰岩组合, 薄层灰岩夹页岩组合, 浊积岩组合, 细碎屑岩组合;纵向上分析沉积环境为:深海相、半深海—滨浅海相过度的环境, 以滨浅海相为主, 说明早三叠世研究区经历了一次海平面的下降或陆壳的抬升。
闹仓坚沟组由下到上为灰岩段, 泥灰岩段, 细碎屑岩段, 厚层灰岩段, 细碎屑岩段, 薄层灰岩段:纵向上分析其沉积环境为一个整体稳定, 但其中也发生了规模不大的陆壳抬升, 而且整个沉积环境比早三叠世时要深, 为浅海相沉积[4]。
对希里可特组研究分析得出以下结果:
1) 希里可特组岩性自下而上以一套厚层块状砾岩、中厚层状泥质粉砂岩、中层状石英粉砂岩、中层状石英细砂岩为主, 夹含砾粗砂岩、中粒砂岩、长石砂岩和粉砂质泥岩, 自下而上粒度基本由粗变细, 内部普遍发育重力流鲍玛序列。鲍玛浊流序列, 自下而上可区分AB、ABD、DE等。纵向上看与海退式的浊积扇体系相似, 但不完整。沉积构造为递变层理、平行层理、沙纹层理和水平层理等, 顶部夹有砂砾岩及酸性火山岩, 反应其自下而上沉积环境由大陆斜坡浊积水道迅速演变为大陆斜坡之下的深海平原沉积, 然后又演变为浊积扇沉积, 反映了早、中期海平面为跳跃式水进, 晚期逐渐海退。
2) 希里可特组下段地层多为紫红色、灰紫色等氧化色, 反映当初该地区发生海退沉积区海水较浅, 此现象和整个东昆仑地区的构造演化相吻合;上段出现灰绿色、浅灰绿色、灰土黄色、黄绿-草绿色等, 反映此时期该区又发生海退直至滨浅海沉积;最上部多为灰、灰绿、浅灰色等, 又反映出海平面下降或陆壳抬升。
3) 希里可特组中砾岩与粉砂岩界面处发现菊石化石, 在粉砂岩中有大量双壳类化石出现, 主体应为海相沉积地层, 不过双壳破碎杂乱堆积, 可以判断浅海沉积物由于海平面下降或陆壳抬升到陆缘滨浅海或海陆过渡的河口湾, 由于潮汐作用或河流作用导致动荡环境的发生使双壳杂乱堆积。
通过对沉积相、沉积结构构造, 再结合古生物资料, 整个希里可特组沉积组合纵向上分析得出:中三叠世开始东昆南地区沉积环境为半深海相-浅海相-滨浅海相-海陆过渡河口湾环境的发展。将中三叠统希里可特组确定为半深海-海陆过渡的沉积组合, 希里可特组是东昆仑南缘由海相沉积盆地向陆相沉积盆地过渡的关键层位, 代表了碰撞作用下的初始前陆盆地沉积, 其后从晚三叠世开始进入一个新的演化阶段[8]。
综上所述, 在东昆仑南缘地区对洪水川组、闹仓坚沟组、希里可特组的沉积组合分析, 均是构造演化阶段控制下的产物。以二次强烈的下降又上升为标志, 可把该地区的印支运动划分为早、中两个阶段。早期阶段以早三叠世至早、中三叠世, 也就是洪水川组与闹仓坚沟组沉积时期强烈的下降又上升为标志。中期阶段以中三叠世至晚三叠世, 也就是希里可特组至八宝山组沉积时期, 也是以强烈的下降和强烈的上升为标志, 从各组沉积相分析, 东昆仑早-中三叠世为深水海盆, 中三叠世为滨浅海环境, 中三叠世晚期转为陆相环境。综合整个研究区地层层序的变化, 该区自晚古生代以来经历了一个完整的洋陆构造演化体系, 与整个构造演化中印支运动的发生遥相呼应[9,10]。
3.2 区域对比研究
希里可特组自定名以来前人在不同的地区也圈定了该组, 认为岩性、与上下组接触关系和沉积时代相同;不同地区沉积环境和构造的差异, 表现在不同的地区存在岩相上的差异, 厚度方面由于区域位置的不同而存在较大差异, 见表1、如图6所示。
希里可特组不同区域沉积时代都划入中三叠世, 从各地岩层厚度及化石分析, 其沉积时代略有差异, 大致可判断沉积中心位于闹仓坚沟一带, 沉积时间较早, 为中三叠世早期;向东、向西时间稍晚, 为中三叠世, 为一退积型穿时岩石地层单位[4]。
希里可特组不同区域岩性均由一套砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩等碎屑岩组成, 并含有生物碎屑或双壳类等化石;但因沉积环境的不同导致沉积相存在差异, 表现在岩层厚度变化较大, 岩性差异, 化石种类不同、同类化石形态构造上的差异等。
希里可特组从各地岩层厚度及化石分析, 其沉积时代略有差异, 大致可判断沉积中心位于闹仓坚沟一带, 沉积时间较早, 为中三叠世早期;向东、向西时间稍晚, 为中三叠世, 为一退积型穿时岩石地层单位。
通过区域上的对比, 发现本次工作将希里可特组的岩性划分的更为细致, 沉积相和沉积环境的描述更为详细。
1.钙质粉砂岩, 2.泥质粉砂岩, 3.石英砂岩, 4.石英粉砂岩, 5.细砂岩, 6.粗砂岩, 7.含砾粗砂岩, 8.砾岩夹含砾粗砂岩, 9.砾岩, 10.长石砂岩, 11.灰岩, 12.流纹斑岩, 13.角度不整合
通过对比研究获得四点认识:
1) 中三叠世, 希里可特组在研究区东南沉积厚度较大, 往北厚度逐渐减小, 推测中三叠世时期的阿尼玛卿洋的中心在研究区东南花石峡一带。
2) 区域的对比可以为中三叠世时期阿尼玛卿洋区域 (范围) 的圈定提供证据。
3) 格尔木市加日玛地区沉积厚度较大是否与研究区为同一时期同一洋盆有待于进一步研究。
4) 希里可特组在不同地点的岩性和厚度差异较大可将对比区域放大, 在东昆仑地区进行对比为构造演化提供依据。
4 结论
本文对东昆仑南缘地区中三叠统希里可特组地层进行了细致研究, 取得以下几点结论:
1) 通过野外地质填图和实测剖面研究, 结合前人资料, 对东昆仑南缘地区中三叠统希里可特组地层进行了进一步的划分和厘定。
2) 地质图件中将希里可特组的分布范围及其接触关系进行了进一步的明确。
3) 中三叠统希里可特组地层主要分布于东昆仑南缘, 不同地点的岩性和厚度差异较大, 沉积物在三维空间上具有南厚北薄的特点, 时间序列上表现为由深到浅的沉积特征, 与其上、下地层分别为平行不整合和角度不整合接触。
4) 根据希里可特组表现出来的沉积特征, 可以确定印支运动的发生导致了东昆仑地区由海相沉积转换为海陆过渡相的沉积, 希里可特组是东昆仑南缘由海相沉积盆地向陆相沉积盆地过渡的关键层位, 代表了碰撞作用下的初始前陆盆地沉积。
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地层对比 篇7
含火山岩地层的对比极易发生穿时现象,而目前国内外对于含火山岩系地层的对比研究相对很薄弱,一直未形成成熟的理论和方法[2,3]。本文结合多种资料手段,从大套地层到内部层段,尝试从成因的角度对火山活动影响下的碎屑岩地层进行对比,建立了相应的对比方法和原则,并探讨了其对勘探的指导意义,可供类似研究区的地质评价工作借鉴参考。
1 地质背景
研究区位于缅甸伊洛瓦底盆地北部,西邻钦敦盆地(弧前盆地),东接睡宝盆地(弧后盆地),是在印度板块对欧亚板块俯冲过程中形成的火山岛弧带背景上发育而成(图1)。白垩纪-古新世时期,洋壳、陆壳的软碰撞致使火山开始活动,此时工区为陆缘海沉积;始新世时期,火山活动变的异常活跃;至渐新世末期,中央岛弧带隆升基本定型,并遭受剥蚀;中新世之后,区域整体沉降,接受陆相沉积[4,5,6,7,8]。
2 地层格架的建立
研究首先通过井-震结合的方法建立了大套的地层格架。在地震界面上,可以识别出下超(白垩系底)、上超(古新统底)、平行整合(始新统底)和削截(中新统底)等现象。钻井上通过识别测井曲线的基值变化、曲线形态变化,单井地层岩性及沉积相的突变,钙质、重矿物等岩石矿物含量的变化等方法,完成井、震解释结果的统一[9]。并以古生物、锆石测年资料[10]判别了地层年代。
最终将中央岛弧带地层划分为白垩系、古新统、始新统、中新统、上新统五套。其中火山岩主要发育在白垩系和始新统,以凝灰岩为主。其他地层受火山活动影响较弱,主要发育凝灰质砂岩。
3 成因旋回的分类
研究区的地层是在正常碎屑沉积和火山喷发共同作用下形成的一套碎屑岩和火山岩共同组成的混积建造。按成因我们将地层划分为三类:沉积旋回、火山旋回和混合旋回(表1)。
沉积旋回,以正常碎屑岩沉积为主,主要受构造沉降、海平面变化及物源的影响。当火山碎屑经历搬运、再沉积的过程时,可视为特殊物源的沉积旋回。沉积旋回在盆地范围内具有可对比性。
火山旋回,是指火山活动在经历一个由强到弱的喷发周期变化所形成的一套火山岩组合。受火山活动的控制,其为事件性沉积。火山旋回的叠加样式取决于火山的幕式喷发,在其可波及到的小范围内具有可对比性。
混合旋回,表现为某一时期受火山旋回控制,而火山间歇期又受正常沉积旋回的控制。沉积旋回与火山旋回具有不同尺度的等时性,缺乏必然的联系,因此混合旋回的对比具有一定难度。
4 不同成因旋回的层组对比
4.1 沉积旋回
选取长期旋回和中期旋回来对单井进行逐一划分。其中长期旋回相当于“层组”的概念,中期旋回相当于“层段”的概念[11][图2(a)]。
单井沉积旋回的划分,通常借助于岩性、沉积相、测井曲线的变化,按照由长期到中期的步骤来完成。连井对比是建立在骨干井划分的基础上,借助泥岩标志层、地震追踪等方法来展开。大规模海侵作用形成的泥岩标志层,可以成为横向对比的依据。其在测井曲线上表现为伽马最小值,即为正、反旋回的转换面。
4.2 火山旋回
不同学者对火山旋回的划分级别做了大量的研究和探讨。研究区处于火山活动强烈的中央岛弧带,某一位置可能受到多个火山口的影响,因此划分某一火山口在某一次喷发过程中的变化是没有意义的。为了与碎屑岩对比方便,同样将火山旋回划分为长期和中期两级[12,13,14,15,16,17][图2(b)]。
火山旋回的划分依据包含以下几点:(1)选择不同岩性之间的变化面,并重点分析火山岩中的泥岩夹层,因其代表了火山活动的间歇期。泥岩越厚,间歇期时间越长;(2)利用测井曲线如自然伽马、电阻率和密度曲线的异常变化点,可以确定火山旋回的顶底面;(3)火山岩的厚度通常代表了火山喷发活动的强弱,可以用来进行地层的对比分析。
火山旋回的对比原则是:(1)优先考虑厚度。对于火山岩而言,其厚度越大,表明火山喷发的能量越强、波及的范围也越大,因此横向展布范围就越稳定,对比性越好;(2)按照由下往上的原则依次对比。对于同一期火山活动而言,火山是呈间歇式喷发,火山活动具有由强变弱的规律。
4.3 混合旋回
火山岩与碎屑岩同属于史密斯地层,具有下老上新、水平产状的特点,在地震同相轴上可以分别连续追踪对比。可以说两者的层面都具有等时性,所以要找到对火山旋回、沉积旋回而言都是等时的界面,是混合旋回对比的关键[图2(c)]。
首先,两者均受构造剥蚀作用的影响,因此发育于火山岩的不整合面与发育于沉积岩的不整合面完全可以对比。其次,我们可以理解混合旋回为稳定漫长的沉积旋回中包含着突发短暂的火山旋回。对于横向上相对应的沉积旋回与火山旋回,沉积旋回代表的时间要比火山旋回代表的时间长。从较大的时间尺度来看,它们形成于同一时间段内,在较大尺度上是等时的。比如说某一火山旋回沉积时间为1万年,与之横向相对应的沉积旋回可能沉积了10万年,这个时候我们可以视这两套地层为等时的,因为火山沉积的1万年存在于碎屑沉积的10万年内,只是具体是哪个1万年我们无法考证。
对于混合旋回的对比,关键点有四个:(1)必须按照由大到小的顺序进行划分对比;(2)用沉积旋回控制火山旋回,即火山旋回包含于沉积旋回之中,由沉积旋回发育完整的井进行标定;(3)利用地震控制关键界面、测井曲线和岩性变化资料细化内部划分;(4)因沉积速率不同,沉积旋回与火山旋回横向相对应时,可能会出现地层厚薄不一的现象。
5 对勘探的指导意义
基于以上方法和原则,最终将缅甸中央岛弧带五套地层内部划分为16个层组、44个层段,为后期的油气层对比与评价奠定基础。
5.1 古新统、中新统、上新统砂体发育相对较好
以平均砂岩累计厚度56 m,平均砂地比含量30%为界,可以将16个层组的地层分为四类(图3)。其中古新统Ⅲ、Ⅴ段,中新统Ⅱ段,上新统Ⅰ、Ⅱ段位于一类区;而白垩系Ⅲ段、始新统Ⅳ段次之,砂地比含量20%~30%,位于二类区。
A/S(可容空间与沉积物供给量的比值)决定了沉积砂体的发育程度。受全球海平面变化的影响,古新世、上新世时期相对海平面整体较低。中新世时期,受构造沉降的影响,相对海平面出现小幅度升高,但此时渐新世地层大面积剥蚀,增加了近距离物源的供应量。因此A/S较低是这三套地层沉积砂体发育较好的主要原因。
5.2 沉积反旋回砂体发育优于沉积正旋回砂体
对于同一套地层而言,其内部砂体的发育主要受到沉积旋回的控制。统计表明,沉积反旋回砂体无论在砂岩厚度还是砂地比上,都要明显优于沉积正旋回砂体(表2)。
沉积反旋回的形成往往代表着相对海平面下降或沉积供应量的增加。在这个时期沉积砂体以进积型为主,为建设性沉积。以三角洲沉积为例,主要受河流控制,分布范围广,在平面上表现为鸟足状或朵状。
沉积正旋回的形成往往代表着相对海平面上升或沉积供应不足。在这个时期沉积砂体以退积型为主,极易受到后期破坏。以三角洲沉积为例,因为波浪作用影响明显,分布范围局限,平面上表现为较为宽缓的扇形。
6 结论
(1)对于火山岩与碎屑岩的混积地层,在成因上可以划分为沉积旋回、火山旋回和混合旋回三类。不同成因的旋回,其划分对比的依据和原则不同。
(2)寻找两者同时等时的界面是火山活动影响下的碎屑岩混合旋回对比的关键。对比的过程中应用沉积旋回控制火山旋回,按照由大到小的方法来完成。
地层对比 篇8
准噶尔盆地吉木萨尔凹陷梧桐沟组吉7井区是准东采油厂近年来重要的产油区块, 也是新疆油田今年重大的产能建设项目。前人对吉7井区上二叠统梧桐沟组地层进行了一些初步研究, 王厚坤等做了段的划分, 未进一步细分, 且梧二段顶面界限与生产现场现用划分标准有矛盾;王威虽然也把梧桐沟组划分为两段, 但其一共划出了8个砂组, 且没有进行进一步的小层划分。本文作者与李维锋教授等通过研究, 并与中石油新疆油田分公司勘探开发研究院及准东采油厂现场生产相结合, 对吉7井区上二叠统梧桐沟组地层进行了详细划分, 划分方案已应用于生产。
2 区域地质概况
准噶尔盆地吉木萨尔凹陷吉7井区位于准噶尔盆地东部吉木萨尔凹陷东斜坡, 距吉木萨尔县城北约14km。吉木萨尔凹陷东斜坡钻遇的地层自下而上主要为石炭系巴塔玛依内山组 (C2b) 、二叠系将军庙组 (P2j) 、芦草沟组 (P2l) 、梧桐沟组 (P3wt) ;侏罗系八道湾组 (J1b) 、三工河组 (J1s) 、西山窑组 (J2x) 、头屯河组 (J2t) ;古近系 (E) 、新近系 (N) 和第四系 (Q) , 缺失白垩系吐谷鲁群, 三叠系郝家沟组, 黄山街组, 克拉玛依组, 烧房沟组, 韭菜园组地层, 且越往东缺失越多。
3 地层划分
通过对吉7井区地震解释资料、完钻井及周边井的测井曲线特征、岩性特征、沉积微相变化的分析研究, 发现研究区目的层段沉积韵律及基准面旋回清楚, 研究区P3wt自下至上可划分为2个长期旋回 (段) 、4个中期旋回 (砂组) 和11个短期旋回 (小层) (见表1) 。
3.1 梧桐沟组顶底界限划分
吉7井区上二叠统梧桐沟组 (P3wt) 的顶部, 以上覆地层下侏罗统八道湾组底部的全区稳定发育的煤层为标志层, 测井曲线表现为低GR、高电阻、低密度值的特征。依据沉积旋回规律, 梧桐沟组的顶部界限为高GR和低电阻的泥岩顶。
值的特征。依据沉积旋回规律, 梧桐沟组的顶部界限为高GR和低电阻的泥岩顶。
梧桐沟组 (P3wt) 的底部, 以下伏地层芦草沟组稳定分布的灰质泥岩为标志层, 测井曲线表现为强烈的锯齿状。梧桐沟组的底部界限为低GR、高电阻率的砾岩与较低电阻率的灰质泥岩的分界线处。梧桐沟组与上覆地层八道湾组和下伏地层芦草沟组岩性差异明显、界限清楚, 均为不整合接触关系, 据此可以确定梧桐沟组顶底界限。
3.2 梧一段与梧二段界限划分
梧桐沟组 (P3wt) 的梧一段 (P3wt1) 与梧二段 (P3wt2) 的界限, 为梧桐沟组内部的一次最大湖泛面形成的一套全区发育的高GR、低电阻率的泥岩为划分标志。据此, 把梧桐沟组 (P3wt) 分为两段:梧一段 (P3wt1) 与梧二段 (P3wt2) 。
3.3 砂组界限划分
梧桐沟组 (P3w t) 的P3w t11砂组与P3w t12砂组界线、P3w t21砂组与P3w t22砂组界线分别为梧一段 (P3w t1) 与梧二段 (P3wt2) 内部的次一级湖泛面形成的一套高GR、低RT的泥岩为标志划分。
并且, 吉7井区在P3wt22砂组内发育3套稳定的砂体, 为主力含油层系, 对比性强, 也可作为地层划分和对比的标志层。
以此为标准, 把梧一段 (P3w t1) 划分为P3wt11、P3wt12两个砂组, 把梧二段 (P3wt2) 划分为P3wt21、P3wt22两个砂组。
3.4 小层划分
完成砂组的划分后, 结合生产需要, 按照测井曲线特征, 把更低一级的湖泛面高GR值、低电阻率值的细粒沉积物作为小砂层划分界限。
以此为标准, 把P3w t11砂组划分为P3wt11-1、P3wt11-2两个小层, P3wt12砂组划分为P3wt12-1、P3wt12-2、P3wt12-3三个小层, P3wt21砂组划分为P3wt21-1、P3wt21-2、P 3 w t 2 1-3三个小层, P 3 w t 2 2砂组划分为P3wt22-1、P3wt22-2、P3wt22-3三个小层。
4 地层分布情况
根据上述分层方案, 作梧一段和梧二段地层厚度等值线图以及主要含油层系P3wt22砂组和P3wt11砂组的顶面构造等值线图。从吉7井区梧桐沟组地层厚度及顶面构造图可以看出, 吉7井区梧桐沟组地层为一个单斜构造, 向南东方向抬升。地层向南东方向逐步减薄, 越往东, 地层剥蚀越严重, 吉101井、吉105井、吉112井等井附近地层只剩梧一段部分地层。
5 结论
(1) 吉木萨尔凹陷吉7井区上二叠统梧桐沟组与上覆地层下侏罗统八道湾组及下伏地层中二叠统芦草沟组均为不整合接触。
(2) 把吉木萨尔凹陷吉7井区上二叠统梧桐沟组划分为2段、4个砂组、11个小层。
(3) 把吉木萨尔凹陷吉7井区地层向南东方向抬升, 地层在南东高构造部位遭受剥蚀, 越往东剥蚀越严重。
摘要：通过准噶尔盆地吉木萨尔凹陷吉7井区上二叠统梧桐沟组地震解释资料分析、岩心观察、录井资料及测井资料分析, 确定了梧桐沟组与上覆地层和下伏地层的界限、梧桐沟组内部梧一段与梧二段的界限、2个划分砂组的界限, 把梧桐沟组分为梧一段、梧二段以及4个砂组以及11个小层;梧桐沟组地层具有向南东方向抬升以及受剥蚀加强的特点。
关键词：吉木萨尔凹陷,吉7井区,梧桐沟组,地层划分,旋回
参考文献
[1]王厚坤.准噶尔盆地吉木萨尔凹陷梧桐沟组有利区带预测[D].成都:成都理工大学硕士学位论文, 2011