沉积相类型

沉积相类型（精选8篇）

沉积相类型 篇1

子长安定地区位于陕西省子长县安定镇流泥湾—寺湾乡寺沟一带, 属黄土高原的侵蚀梁峁地貌。其大地构造位置处于鄂尔多斯盆地东部的陕北斜坡上, 该斜坡为一向西倾斜的平缓大单斜, 地层倾角一般小于1°, 平均地层坡降不足10m/km。

1 沉积微相类型

通过对岩心、测井、录井资料及薄片综合分析, 可将本区长6～长4+5油层组划分为以下几种微相类型 (表1) 。其中本区长6～长4+5油层组油气储集体主要为三角洲前缘水下分流河道、分流河道侧翼沉积及三角洲平原的分流河道沉积, 其次为少量的河口坝沉积。

2 沉积微相特征

2.1 三角洲前缘亚相

2.1.1 水下分流河道沉积

岩性主要由细砂岩、中-细砂岩组成, 含油性较好。砂体常呈粒度向上变细的正韵律旋回。纵向上常由多个砂层叠加, 形成叠合砂体, 叠合厚度可达20m以上。砂体与下伏地层多呈侵蚀接触, 底部常具冲刷面, 冲刷面上见10～20cm的泥砾层, 泥砾大小一般为0.5～3.0cm, 个别可达8cm以上, 属河道底部的滞留沉积。砂体中下部发育块状层理、平行层理、板状交错层理、槽状交错层理, 砂体上部见浪成波纹层理, 显示水下分流河道沉积虽然以较强的单向底流作用为主, 但同时叠加有湖浪改造的水下沉积环境特征。砂体在平面上呈条带状、网状分布, 向湖盆方向逐渐延伸, 剖面上大致呈顶平底凸的透镜状。

2.1.2 水下分流河道侧翼沉积

其沉积物粒度比水下分流主河道沉积略细, 单砂体厚度稍小, 一般为3～4m, 岩性主要为细砂岩, 粒度呈大致向上变细的正韵律, 垂向上也可见多个砂体叠加组成叠合砂体, 但叠合厚度小于同期形成的分流主河道沉积[2]。剖面结构、测井曲线特征及沉积构造序列与水下分流主河道沉积相似。

2.1.3 水下天然堤沉积

岩性为灰-深灰色、灰绿色含泥质条带的细砂岩、粉砂岩与泥质粉砂岩薄互层, 略呈粒度向上变细的正韵律, 韵律层序的厚度一般为0.5～1.5m。底部发育小型冲刷面, 层内主要发育水平层理等, 砂岩成分成熟度较低, 结构成熟度为中等, 杂基含量略高于水下分流河道沉积。所含化石稀少, 但保存相对较好。剖面结构上常覆盖在水下分流河道沉积之上, 上部常被后期沉积的水下分流河道或水下决口扇冲刷、改造而保存不完整, 甚至完全被冲刷, 或者向上连续过渡为细粒的分流间湾沉积。

2.1.4 水下决口扇沉积

岩性为灰色、深灰色含泥质细砂岩、粉砂岩夹薄层泥岩组成, 常呈向上变粗的反韵律层序, , 厚度为0.5～1.5m。砂岩成分成熟度和结构成熟度均较低, 粒度概率累积曲线呈多段式, 无滚动次总体, 显示以悬浮搬运和快速堆积为主。砂岩、粉砂岩中主要发育块状层理等。生物化石稀少。平面上为水下决口扇位于水下分流河道沉积的两侧, 剖面上为位于分流河道沉积的上、下部位, 或与水下天然堤伴生, 或在分流间湾沉积中呈夹层出现, 与相邻微相在粒级和粒序方面多呈突变关系。测井曲线特征表现为自然电位曲线呈低—中幅指形、漏斗形或钟形, 微电极、电阻率曲线呈锯齿状, 反映层内泥质夹层较发育。

2.1.5 水下分流间湾沉积

岩性为深灰—灰黑色泥岩、泥质粉砂岩的薄互层, 沉积构造以水平层理为主, 可见沙纹层理和浪成沙纹层理, 表明形成于较宁静的低能环境, 但受到间歇性底流和湖浪的改造, 厚度变化较大, 为1～8m。含生物化石较丰富, 多为炭化植物茎、叶的碎片, 是旱地、近水湿地和水生属种的混合组合。植物碎片常沿层面富集分布, 局部形成煤线, 显示植物碎片的富集大部分是由外部搬运而来, 而非原地环境沼泽化的产物。平面上水下决口扇位于水下分流河道沉积之间, 剖面上往往位于水下天然堤之上、水下分流河道沉积之下, 有时夹水下决口扇沉积, 顶部或连续过渡为湖湾或前三角洲黑色页岩沉积, 或被河口砂坝、分流河道截切超覆。测井曲线呈平直或近于平直的变化, 间或出现由薄层粉、细砂岩引起的齿峰, 井径具明显的扩径现象。

2.2 三角洲平原亚相

三角洲平原亚相可划分为分流河道、天然堤、决口扇、分流间湾及分流间沼泽等微相。其中分流河道、天然堤、决口扇、分流间湾微相与三角洲前缘亚相的水下分流河道、水下天然堤、水下决口扇、水下分流间湾微相在沉积特征、测井曲线形态等方面基本相似。

3 结论

综上所述, 安定地区长6～长4+5油层组的主要沉积微相为三角洲前缘亚相和三角洲平原亚相, 三角洲前缘位于三角洲平原外侧的向湖方向, 处于湖平面以下的河湖共同作用地带, 沉积作用活跃, 是三角洲砂体的主体。三角洲平原亚相, 表现为碳质泥 (页) 岩、薄煤层、煤线沉积及细粒沉积物中的碳化植物碎屑明显增加, 并可见到植物根迹, 沉积环境过渡为水上环境。与三角洲前缘沉积相比, 河道砂体多呈透镜状, 横向变化大, 砂地比减小。

摘要：安定地区位于鄂尔多斯盆地东部, 属黄土高原的侵蚀梁峁地貌。本文研究了安定地区长6—长4+5油层组的主要沉积微相类型和沉积微相特征, 并对三角洲前缘亚相和三角洲平原亚相进行了详细地分析, 为今后该地区的进一步研究和开采打下了基础。

关键词：沉积微相,三角洲前缘,三角洲平原,水下分流河道

参考文献

[1]武富礼, 李文厚, 等.鄂尔多斯盆地上三叠统延长组三角洲沉积及演化[J].古地理学报, 2004, 6 (3) .

[2]庞雯, 郭德运, 赵靖舟, 等.甘谷驿油田长6油层组沉积特征[J].西北大学学报, 2004, (4) .

沉积相类型 篇2

关键字：头屯河组；辫状河三角洲平原；沉积相

1.引言

准噶尔盆地是一个晚石炭世-第四纪沉积的复合型前陆盆地，是我国西部重要的陆相含油气盆地[1]。侏罗系为该盆地的重要含油气层系之一。本次研究区位于阜康凹陷北部（下面简称阜北地区）。前人研究认为阜北地区头屯河组时期主要以三角洲沉积体系为主，伴随湖泊沉积体系[2]和主要以曲流河三角洲-湖泊沉积体系为主[3]，本次研究在综合前人研究成果的基础之上，通过细致的岩心观察、测井及地震资料的分析，并结合粒度分析资料对研究区水动力环境和沉积相类型进行了详细的研究，认为阜北地区头屯河组主要发育的是辫状河三角洲平原亚相沉积。

2.沉积相特征

2.1 沉积相标志

阜北地区相标志类型丰富，主要的岩石类型有含砾中-粗砂岩、细砂岩、粉砂岩与泥岩的互层等，其中泥岩含量最高，其次是砂岩，粉砂岩。颜色多样。可见红色，褐灰色、灰色、灰绿色、紫红色等，反应了该区复杂的氧化还原环境以及当时湖水升降频繁的状态。据刘宝珺砂岩分类方法[3]，岩石类型以长石岩屑砂岩为主，其次为岩屑砂岩。大量铸体薄片鉴定结果表明，该区头屯河组储层砂岩中岩屑含量较高，而石英和长石含量比较低，从总体上看，结构成熟度较高。主要的沉积构造有板状交错层理、槽状交错层理、楔状交错层理（辫状河主水流方向和位置经常变化，因此槽状交错层理成为识别辫状河三角洲平原的有效标志）及平行层理，发育少量变形层理、粒序层理、波状层理等。层面构造主要可见底冲刷。另外局部还可见植物茎干化石、生物遗迹化石、生物扰动构造等生物成因构造，说明头屯河组时期该研究区为一温暖潮湿气候环境[4]。阜北地区的测井曲线主要有齿化箱型曲线、钟形曲线、叠置漏斗形曲线、平滑曲线、齿形曲线以及尖刺状指形曲线等，反映了研究区的沉积环境以及各类沉积微相在垂向上的变化规律，进而有助于识别沉积体系类型。

2.2 沉积相划分

根据上述岩石结构及构造特征、生物成因构造和测井曲线等相标志分析结果，认为阜北地区主要发育辫状河三角洲平原亚相沉积，微相主要有分流河道。分流河道沉积是辫状河三角洲平原亚相中的重要微相类型，其沉积厚度可占到平原亚相厚度的70%以上，沉积类型类似于心滩沉积，物性普遍较好，是最有利的储层发育沉积微相类型[4]。其次河道间沉积是三角洲平原亚相的重要组成部分，在本研究区较发育，包括分流间洼地和泛滥平原等微相。阜北地区头屯河组为辫状河三角洲平原亚相分流河道和前缘亚相水下分流河道微相沉积。平面上沿主要的分流河道延伸方向北东-南西方向发育多条河道砂体，水下分流河道和分流河道砂体的物性较好。

3.沉积相平面展布与沉积演化

在沉积特征研究的基础上，进行了单井相分析和连井剖面分析，弄清了研究区沉积体系平面展布情况。头一段沉积时期，研究区三角洲平原和前缘沉积体系较为发育。湖岸线位于白家1井-阜11井-阜5井-阜101井一线以北附近。湖岸线以西、以南地区为三角洲前缘与滨浅湖沉积，以东、以北地区为三角洲平原沉积。受北侧物源影响，在彩35井区和阜11井区南侧形成研究区最大的三角洲前缘砂体（图1-A）。头二段基本上继承了头一段时期的沉积格局，仍为三角洲-湖泊沉积体系，由北东向西南依次发育三角洲平原→三角洲前缘→前三角洲→湖泊。湖盆范围缩小，三角洲平原和前缘亚相向西南方向推进，湖岸线迁至东道1井-阜东4-北43井区域南侧。受北东向物源影响，在研究区东南角形成了此时期最大的三角洲前缘扇状砂体（图1-B）。头三段沉积时期，盆地处在坳陷构造演化后期阶段，同时受燕山运动Ⅱ幕造成的三台凸起及南部地区强烈抬升影响 [5]，侏罗系遭到严重剥蚀。此时盆地范围内处于稳定沉降状态并开始接受沉积，湖平面下降，湖盆范围明显减少，研究区以发育滨浅湖和辫状河三角洲沉积体系为主。此时期，三角洲平原和前缘亚相继续向西南方向推进，湖岸线迁至董101井-阜东4区域附近。河流入湖后形成连片的三角洲扇体，局部形成扇裙（图1-C）。

图1 头屯河组一段、二段、三段沉积相平面展布图

结语：

（1）准噶尔盆地阜康凹陷北部地区中侏罗统头屯河组分流河道和水下分流河道砂体是该研究区的主要含油层。砂岩具有较高的岩屑含量，结构成熟度较高。砂岩储层的储集空间主要为原生粒间孔隙，部分岩石中发育粒内溶孔。砂体发育交错层理、底冲刷等构造。

（2）研究区以辫状河三角洲平原亚相为主，发育5种微相，局部为辫状河三角洲前缘亚相。由于多物源供给、气候以及湖平面变化的影响，具有顺物源方向“大平原，小前缘”、垂直物源方向“大前缘，小平原”的沉积特征。

参考文献：

[1]鲁兵，张进，李涛，等.准噶尔盆地构造格架分析[J].新疆石油地质，2008，29（3）：283-289.

[2]况昊，王振奇，瞿建华，等.白家海凸起—阜北斜坡中下侏罗统成岩演化特征[J].新疆石油地质，2012，33（2）：159-161.

[3]施奈德，赵霞飞，龙能礼，等.准噶尔盆地头屯河地区侏罗系沉积环境与构造意义[J].新疆地质，1992，10（3）：191-204

[4]刘宝珺.沉积岩石学[M].地质出版社，1980.

[5]姜在兴.沉积学[M].北京：石油工业出版社，2003：375-392.

[6]张琴，张满郎，朱筱敏，等.准噶尔盆地阜东斜坡区侏罗纪物源分析[J].新疆石油地质，1999，20（6）：501-504

沉积相类型 篇3

关键词：中二叠统,上升流,岩相组合

迄今国内外学者研究的古代上升流沉积具多种岩相类型, 如Judith等在阿拉斯加北部三叠统Shub-lik组上升流沉积中识别出不含海绿石砂岩相、海绿石相、磷酸盐岩相、富有机质岩相及不含磷酸盐和有机质灰岩相［1］。吕炳全、胡望水等在下扬子地块、华北地块的上升流研究中识别出富镁碳酸盐岩夹燧石薄层、黑色页岩、硅质岩、硅质条带和叠层石等多种岩石组合［2—5］。肖传桃等在安徽宿松地区中二叠统上升流沉积中识别出硅质团块、硅质条带、硅质结核、微细硅质层、硅质岩、硅质泥岩和泥晶灰岩等7个岩石相［6］。笔者在南京栖霞山大洼中二叠统栖霞组野外地质调查中, 识别出多种上升流沉积岩相类型, 对研究下扬子地层古代上升流沉积岩相类型有一定的理论意义。

1 地层剖面简介

本次实测剖面起点坐标为N118°58. 848', E32°9. 700', 以下自新至老介绍该剖面 ( 图1 ~ 图3) 。

中二叠统孤峰组 ( P2g) :

26. 灰黑色薄层硅质页岩夹深灰色- 灰黑色中层状含碳质泥晶灰岩。

-----整合-----

中二叠统栖霞组 (P2q) :

25. 藻屑生屑泥晶灰岩、白云质灰岩和硅质白云岩。

24. 浅灰色厚层- 块状泥晶藻屑生屑白云质灰岩与硅质白云岩、硅质岩互层, 底部含2 m的硅质岩, 含少量黄铁矿。

23. 浅灰色厚层白云质灰岩与含燧石团块泥晶灰岩互层, 直径5 ~ 25 cm不等。

22. 浅灰色厚层白云质灰岩与含燧石团块白云质灰岩互层, 单层白云质灰岩厚80 ~ 90 cm, 单层含燧石团块白云质灰岩厚30 ~ 40 cm, 燧石团块直径8 ~ 30 cm不等。

21. 浅灰-灰色厚层-块状泥晶海绵生屑灰岩夹燧石团块泥晶灰岩 ( 分布在顶部) 厚度3 m, 燧石团块一般大小为10 ~ 15 cm, 最大可达35 cm, 含少量黄铁矿。

20. 浅灰-灰色厚层-块状藻屑虫屑生屑泥晶灰岩。

19. 浅灰色生屑虫屑细晶中晶灰岩, 含1%硅质。

18. 浅灰色藻屑生屑泥晶灰岩, 薄片中见有含3% 硅质。

17. 浅灰色块状泥晶虫屑腕屑生屑灰岩, 含4%黄铁矿, 含燧石团块和少量泥质。

16. 浅灰色-灰色中-厚层含燧石团块的泥晶灰岩, 燧石团块含量10% ~ 15% , 大小10 ~ 20 cm, 顺层分布, 灰岩单层厚度为40 ~ 60 cm。

15. 灰色厚层状泥晶虫屑生屑藻屑灰岩, 含少量炭质和泥质, 泥质含量1% , 夹含燧石条带中层状泥晶灰岩, 燧石条带单层厚度10 ~ 15 cm, 局部可见黑色碳质页岩夹层。

14. 灰色厚层状泥晶虫屑生屑灰岩, 含少量炭质和泥质, 泥质3% , 夹含燧石条带中层状泥晶灰岩, 燧石条带单层厚度10 ~ 15 cm。

13. 泥晶生屑灰岩, 含1% 硅质, 与灰黑色硅质, 碳质页岩呈不等厚互层, 出现两个沉积旋回, 每旋回厚度约25 ~ 30 cm, 含7% 炭质, 含泥质3% 。

12. 泥晶虫屑生屑腕屑灰岩, 含2% 硅质, 与灰黑色硅质, 碳质页岩呈不等厚互层, 出现两个沉积旋回, 每旋回厚度约35 ~ 40 cm, 含8% 炭质, 含泥质4% 。

11. 泥晶生屑腕屑灰岩, 含少量硅质, 与灰黑色硅质, 碳质页岩呈不等厚互层, 出现两个沉积旋回, 每旋回厚度约20 ~ 30 cm, 含少量陆源碎屑, 含1%黄铁矿。

10. 深灰色中层状泥晶生屑介屑腕屑灰岩与灰黑色硅质, 碳质页岩呈不等厚互层, 出现两个沉积旋回, 每旋回厚度约20 cm, 碳质页岩内有双壳类海相化石, 含少量陆源碎屑, 含1% 黄铁矿。

9. 灰色中-厚层泥晶生屑虫屑棘屑灰岩, 含少量黑色硅质、泥质条带及结核。

8. 灰色中-厚层含燧石结核、团块生屑泥晶灰岩, 燧石结核和团块大小15 ~ 40 cm, 含量为25 ~30% , 长轴方向平行于层面, 含1% 黄铁矿。

7. 灰色薄~ 中层含燧石团块生屑泥晶灰岩、灰黑色硅质页岩互层, 灰岩单层厚度10 ~ 15 cm, 硅质页岩厚度8 ~ 12 cm, 燧石团块长轴方向大小20 ~ 25cm, 顺层分布。

6. 浅灰色中厚层生屑泥晶灰岩, 夹少量深灰色泥质灰岩。

5. 浅灰色中厚层生屑虫屑粉晶灰岩, 含夹眼球状灰岩, 眼球直径为10 ~ 12 cm, 含1% 硅质。

4. 深灰色块状泥晶虫屑生屑藻屑灰岩, 含1%硅质, 还含有燧石结核和团块, 燧石团块大的有2 ~5 cm, 小的有0. 5 ~ 1. 5 cm。含黄铁矿。

3. 深灰色块状泥晶藻屑灰岩, 含有燧石团块, 燧石团块大的有2 ~ 5 cm, 小的有0. 5 ~ 1. 5 cm, 顺层分布, 含黄铁矿。除藻屑外, 还有大量蜓科生物化石。

2. 灰色块状泥晶生屑藻屑灰岩, 顶部含少量燧石结核, 含黄铁矿。

1.浅灰色厚层-块状泥晶藻屑灰岩, 含黄铁矿。

未见底 (覆盖)

2 岩相类型及其特征

研究区古代上升流岩相类型主要有4 种, 分别为燧石条带、硅质岩、硅质泥岩及泥晶灰岩等, 以下分述。

1) 硅质岩 ( SSL1) 该类岩相以薄层硅质岩为特征, 与泥晶藻屑生屑白云质灰岩、硅质白云岩互层, 见于栖霞组24 层 ( 图4) 。

2) 硅质页岩 ( SSL2) 该类岩相主要发育在栖霞组7 ~ 13 层, 以硅质、碳质页岩为特征, 常与泥晶生屑灰岩呈不等厚互层, 可见两个沉积旋回, 每旋回厚度20 ~ 30 cm。

3) 燧石条带 ( SSL3) 该类岩相主要发育于栖霞组14 层和15 层, 燧石条带单层厚度10 ~ 15 cm, 燧石条带顶、底凹凸不平 ( 图5) 。

4) 泥晶灰岩 ( SSL4) 该类岩相生物碎屑非常发育, 薄片鉴定中含一定的藻屑、虫屑、棘屑和腕屑等, 泥晶生屑灰岩与各类硅质沉积交互出现, 属典型上升流相的不同岩相组合。

3 古代上升流岩相组合

上述4 种岩相类型在剖面上呈有规律组合, 共3 种组合形式。

1) SSL1 + SSL4 组合此类型组合主要以硅质岩与泥晶藻屑生屑白云质灰岩、硅质白云岩互层为特征, 该岩相组合中硅质岩属弱还原沉积环境, 由于碳酸盐难以沉淀, 上升流沉积环境中的硅质成分从而以层状形式沉积下来。

2) SSL2 + SSL4 组合此类型组合以硅质、碳质页岩为特征, 常与泥晶生屑灰岩呈不等厚互层, 该组合中硅质页岩属上升流沉积, 在弱还原环境中, 上升流带来的硅质物质得到保存和沉积, 硅质页岩与泥晶灰岩互层反映上升流具阵发性特征。

3) SSL3 + SSL4 组合该类型组合主要表现为燧石条带与泥晶虫屑生屑灰岩互层形式, 燧石条带多呈平行层面状态产出, 顶、底不平整。该类型岩相组合中, 燧石条带属上升流沉积环境产物, 上升流沉积环境中由于受上升作用影响, 将深水远洋的硅质物质搬运到浅水区沉积。在碳酸盐产率较低时, 硅质得到富集, 最终以条带形式沉积下来。

以上3 种岩相组合均属陆棚缓坡相, 按水体深度, SSL2 + SSL4 组合发育在相对较深的水体环境, SSL3 + SSL4 组合发育在相对较浅的水体环境, SSL1 +SSL4 组合发育在两者之间的过渡水体环境。

4 上升流相沉积体系

根据上升流沉积环境及沉积特征［7］, 研究区上升流相沉积体系应为陆棚斜坡沉积体系。其中碳酸盐斜坡沉积体系主要见于中二叠世各期较深水盆地的周边, 斜坡沉积可以分为碳酸盐缓坡沉积和受断裂控制陡坡沉积。缓斜坡带以含燧石条带泥晶生屑灰岩为主要沉积特征, 陡斜坡带属重力流沉积环境, 发育碳酸盐重力流和碎屑流等多种沉积类型。缓斜坡带和陡斜坡带均发育暗色泥岩、页岩、中薄层石灰岩和硅质岩, 硅质岩沉积厚度较小, 岩石颜色较暗, 并呈中-薄层状, 缺乏底栖生物, 浮游类的放射虫、菊石、薄壳腕足类、海绵骨针和介形类等丰富。缓斜坡带沉积在研究区发育。

参考文献

[1] Judith T P, Mary L D, David J B.A Triassic upwelling zone:the shublik formation, arctic alaska, U.S.A.Journal of Sedimentary Reaserch, 2001;71 (2) :272—285

[2] 吕炳全, 王红罡, 胡望水, 等.扬子地块东南古生代上升流沉积相及其与烃源岩的关系.海洋地质与第四纪地质, 2004;24 (4) :29 —36

[3] 吕炳全, 胡望水, 王红罡, 等.华北地块中-上元古界上升流沉积相及其与油气的关系.海洋地质与第四纪地质, 2005;25 (3) :83 —88

[4] 胡望水, 吕炳全, 王红罡, 等.扬子地块东南陆缘寒武系上升流沉积特征.江汉石油学院学报, 2004;26 (4) :9—12

[5] 胡望水, 柴华, 鄢菲, 等.华北地块中-上元古界上升流岩相类型及相模式.石油天然气学报, 2009;31 (6) :32—37

[6] 肖传桃, 卢俊, 胡望水, 等.安徽宿松地区中二叠统上升流沉积的发现及其岩相组合类型.石油天然气学报, 2008;30 (6) :19 —23

杨楼油田沉积微相研究 篇4

杨楼油田位于泌阳凹陷北部斜坡带王集-新庄鼻状构造的西北翼。泌阳断陷属南襄盆地的一个次级构造单元, 平面上呈扇形展布, 面积约1000km2。泌阳凹陷的形成主要受北西西向唐河-栗园断裂和北北东向栗园-泌阳断裂所控制, 断陷沉降中心位于东南部边界断裂交汇处, 基底最大埋深达8500m以上, 向北逐渐抬升, 构成一个南深北浅的箕状断陷。

2 杨楼沉积微相研究

2.1 沉积体系

杨楼油田位于泌阳凹陷北部斜坡带王集-新庄鼻状构造的西北翼, 物源方向来自于北部的王集三角洲, 王集三角洲发源于泌阳凹陷西北部社旗低凸起, 在杨楼油田位置主要为王集三角洲的前缘相带。

2.2 岩石学特征

2.2.1 岩石的颜色特征

根据YQ6、Y3913和YQ20等井的岩心观察结果, 研究区Ⅵ油组的粗砂岩和中细砂岩以灰色、灰绿色和深灰色为主, 泥岩主要为深灰色、灰黑色或黑色;位于湖盆边缘的YQ6井Ⅵ21小层发育湖岸线过渡带内的杂色泥岩。表明碎屑物沉积时主要处于水下环境, 靠近湖盆边缘部位的沉积区少数层段位于湖岸线过渡带附近。

2.2.2 岩石的成分特征

岩石薄片观察结果显示, 杨楼油田Ⅳ-Ⅵ油组主要为石英砂岩和岩屑长石砂岩为主, 少量长石质石英砂岩。石英含量33.67-81.05%, 平均66.59%;长石含量14.04-41.84%, 平均28.28%;岩屑含量0-24.49%, 平均5.14%。长石主要为斜长石, 岩屑主要为花岗岩和石英岩。

总的岩石学特征为:结构成熟度低、成份成熟度低, 即分选差、长石、岩屑不稳定矿物含量高。

2.2.3 岩石相类型

(1) 砾岩相:主要为灰色、褐色含油砂砾岩, 砾石与粗砂-细沙颗粒混杂堆积, 砾石成分主要为石英, 多呈次圆-次棱角状, 颗粒大小1-6mm, 发育交错层理, 为高能分流河道快速沉积物, 含粗砂砾岩与细沙或粉砂多为突变接触。

(2) 粗砂岩相:灰白色、褐色含油含砾粗砂岩。埋藏深度为795.72m的褐色含油含砾粗砂岩与下部黑褐色砾岩呈突变接触, 其中砾石直径1-3mm, 砂岩纯净, 泥质含量很低, 整体为块状, 判断为分流河道高能环境下稳定的河床滞留沉积。

(3) 中砂岩相:灰白色中砂岩, 其中含暗色矿物, 岩石中泥质含量高, 发育平行, 判断为中等水流强度的快速分流河道沉积。

(4) 细砂岩相:褐色含油细砂岩, 常见为强水流分流河道正韵律的上部沉积, 也可以是中-弱水流分流河道底部的沉积, 河道侧缘近河道部位、以及近端前缘席状砂。

(5) 粉砂岩相:褐色含油粉砂岩, 常为水下分流河道上部细粒沉积, 水动力条件较强, 砂质纯净, 泥质含量低, 常发育块状和平行层理。当为弱水流条件的侧缘或前缘席状砂沉积时, 粉砂岩泥质含量高, 岩石颜色为浅灰白色, 其中砂质纯净的粉砂岩条带常为含油条带。

2.2.4 沉积构造

杨楼油田沉积构造比较丰富, 具有各种反映沉积微相的沉积构造组合。主要发育有各类型交错层理、平行层理、水平层理、波状层理和块状层理等。

2.3 沉积微相测井响应特征

2.3.1 分流河道微相

单纯正韵律砂体在SP曲线上表现为钟形特征, 单纯反韵律砂体在SP曲线上表现为漏斗状形态, 全韵律砂体则表现为圆弧状曲线形态, 复合韵律砂体常表现为齿化箱状形态, 而持续稳定沉降形成的均质砂体则表现为光滑曲线形态的箱状曲线。

2.3.2 侧缘—前缘席状砂微相

前缘席状砂位于三角洲前缘末端, 是砂泥间互沉积地带, 当一期水流能量弱时, 水流不能到达这个位置, 此时便沉积一套泥岩;当一期水流强时, 到达这个位置分散的水流携带细粒砂体在此沉积, 形成一套呈面状展布席状砂体。因此, 剖面上席状砂沉积为细粒砂与泥互层, 测井曲线形态为指状。

2.3.3 分流间湾

分流间湾在湖泊沉积体系中与前三角洲泥一致, 测井曲线上无SP电位异常, GR曲线为平直的基线。当泥岩中混入砂质成分时, 曲线呈微齿状。

2.4 沉积微相及砂体展布规律

杨楼油田北部靠近盆地边缘, 向南部水体逐渐加深, 受斜坡带地形影响, 沉积地层由北到南埋藏深度逐渐加深。纵向上, Ⅴ—Ⅵ油组地层沉积时期, 具有一定水体深度, 砂体欠发育, 仅在部分河道区域发育砂体, 大部分地区为半浅水的湖湘泥质沉积, Ⅳ油组地层沉积初期, 工区水体开始变浅, 至Ⅳ6小层沉积时期, 区域内砂体大面积沉积。

2.4.1 Ⅵ1小层沉积微相及砂体展布规律

Ⅵ1小层沉积时期, 进入盆地的物源仍然来自西北方向, 但河道分化为两条分支河道, 北侧一条来自北北西方向, 南侧一条来自北西方向, 两条河道规模相近, 共同的特点是向前的冲积能力强, 在两条河流汇合的前缘地带, 形成了面积较大的前缘席状砂体沉积。

2.4.2 Ⅳ72至Ⅳ62小层沉积微相及砂体展布规律

Ⅳ72小层沉积时期, 工区范围内水体开始变浅, 东北部和西北部发育两个物源, 其中, 来自东北部物源的碎屑供应量较大, 除发育分流河道外, 前缘席状砂也相对发育;而来自西北部的物源碎屑供应量较小, 因水流的水动力弱前缘席状砂体不发育。进入Ⅳ71小层沉积时期, 物源仍然来自东北部和西北部, 其中, 东北部物源依然是研究区主要碎屑供给物源, 分流河道和前缘席状砂较发育;但西北部物源的碎屑供应量开始增强, 分流河道砂体厚度增加, 并发育一定规模的前缘席状砂体。到Ⅳ62小层沉积时期, 来自东北部和西北部的两个物源没有改变, 但东北部物源开始萎缩, 而西北部持续增强, 供给碎屑的能力强于东北部物源, 分流河道连片分布, 前缘席状砂体大面积展布。

3 结论与认识

(1) 杨楼油田岩石学特征为结构成熟度低、成份成熟度低, 即分选差、石英含量低、长石、岩屑不稳定矿物含量高。主要岩石相类型为粗砂-砾岩、中砂岩、细砂岩。

(2) 纵向上Ⅴ—Ⅵ油组地层沉积时期, 具有一定水体深度, 砂体欠发育, 仅在部分河道区域发育砂体, 大部分地区为半浅水的湖湘泥质沉积, Ⅳ油组地层沉积初期, 工区水体开始变浅, 至Ⅳ6小层沉积时期, 区域内砂体大面积沉积。

(3) 研究区处于盆地北部边缘, 物源方向主要来自于西北部, 其次为北部和东北部, 距物源近, 主要为三角洲前缘和前三角洲亚相, 主要沉积微相类型有水下分流河道、前缘席状砂、分流间湾等。

参考文献

宜君地区延长组长7沉积相研究 篇5

1.1 地层划分

在前人研究成果的基础上, 结合研究区的沉积特点和此次项目研究的需要, 从实际地层的岩性、电性组合特征出发, 确定了长7的划分方案:先根据标志层 (K1标志层和K2标志层) 分出长7, 厚度为90～130m, 长8顶部以砂岩为界;再分长73, 尽可能把长7下部的暗色泥岩和相邻的油页岩层划为长73, 厚度为30～50m;再把长71与长72按沉积厚度及旋回近似等分, 厚度为30～40m, 按正旋回砂为底, 泥为顶划分。

1.2 地层对比

延长组油页岩主要位于长7油层组, 针对研究目的层, 地层对比剖面主要显示油页岩层及其上、下层的特征, 通过地层对比, 研究区延长组地层具有以下特点:

(1) 研究区内长7底部对比标志较明显, 且对比标志具有全区意义, 地层对比性较好。

(2) 长7及其亚组中地层韵律较明显, 地层的沉积厚度不管东西向还是南北向上总体变化不大, 只在局部地层有所增厚和减薄。

(3) 研究区NWW-SEE向剖面显示, 长7地层由西向东地层厚度逐步减小。

(4) 研究区SSW-NNE向剖面显示, 长7地层由南向北东地层变化平缓。

2 沉积相类型及其特征

晚三叠世是鄂尔多斯盆地油气形成的重要时期, 其沉积体系发育完整, 地层出露良好, 是观察、研究陆相沉积的典型地区。通过野外露头剖面的研究和钻井岩心观察, 并结合前人研究成果将宜君地区延长组长7主要沉积类型识别为湖泊沉积, 并进一步划分为2类沉积亚相、4种沉积微相 (见表1) 。

宜君地区延长组长73、长72和长71都有湖泊发育, 按沉积发育特征, 细分为浅湖和深湖。

3 沉积相与砂体展布特征

研究区油页岩主要发育于三叠系延长组长7, 湖岸线的位置对浅湖、深湖相的划分是非常重要的, 但湖岸线是经常变动的, 很难确定。庞军刚、李文厚等 (2009) 研究认为, 长73湖盆达到鼎盛, 深湖区范围最大, 东北部达吴起-甘泉-富县-洛川一线, 西南部达镇原-径川-长武-旬邑一线, 从长73-长72-长71, 深湖线逐渐向深湖区收缩。

3.1 长73沉积相与砂体展布特征

长73在研究区为深湖沉积, 发育一套巨厚暗色泥页岩, 黑色泥岩百分比60%～90%, 泥 (页) 岩或碳质泥岩厚25～40m。根据来源项目, 从平面上看, 发育三支浊积岩砂体:第一支以YT13井, ZF26井和ZS32井为外缘向西南展布, 延伸12～13km, 宽度1～2km, 厚度5～7m, 在ZF26井附近最厚, 可达7km。第二支以F N20为外缘向西南展布, 延伸9～11km, 宽度2～5km, 在FN20井附近厚度达5m。第三支砂体以H C40和H C9井为外缘向西南展布, 延伸31km, 呈朵状, 在HC9井附近最厚, HC9井厚度10m左右。砂地比平均0.20。

3.2 长72沉积相与砂体展布特征

长72在研究区主要为深湖沉积, 北部为浅湖沉积。根据来源项目, 从平面上看, 发育三只支浊积岩砂体:第一支延YT13井向西南展布, 延伸13～14km, 厚度10～13m, 在YT13井附近最厚, 可达13km。第二支沿ZF26, 以FN20为外缘, 向南展布, 延伸19～20km, 厚度5～9m, 呈朵状, 第三只沿Y1井-H3井向北西方向展布, 延伸18～19km, 厚度5～6m。砂地比平均在0.26, 最大0.30。

3.3 长71沉积相与砂体展布特征

研究区长71期沉积在中部主要为深湖沉积, 富县黄龙一带主要为浅湖及三角洲前缘沉积。湖面与长72期相比深湖范围规模进一步缩小, 浊积扇砂体规模出减小;北部地区浅湖沉积范围进一步增大。根据来源项目, 从平面上看, 发育五只支浊积岩砂体:第一支延HC26向西南展布, 延伸8～9km, 厚度8～13m。第二支沿ZF3, 以ZF26、S102为外缘, 向南展布, 延伸13～14km, 厚度5～9m, 呈朵状, 第三支沿HC9井向西南展布, 延伸11～12k m, 厚度7m左右。第四支延H1井, 以H2井位外缘, 向北西方向展布, 延伸10～11km, 厚度6～10m。第五支延H40向北东方向展布, 延伸12～13km, 厚度6m～10m。砂地比平均在0.29, 最大0.39。

4 结论

(1) 通过对宜君地区延长组长71、长72及长73的顶面构造进行研究, 研究区的北部构造特征基本上继承了鄂尔多斯盆地三叠纪延长组的整体发育特征, 表现为东高西低的西倾大型单斜构造, 地层平缓, 倾角较小, 局部发育近东西向由差异压实作用形成的低幅度鼻状构造隆起;南部处于渭北隆起构造地区, 受到断层的影响, 局部地区高差较大。

(2) 研究区内长7底部对比标志较明显, 且对比标志具有全区意义, 地层对比性较好。长7及其亚组中地层韵律较明显, 地层的沉积厚度不管东西向还是南北向上总体变化不大, 只在局部地层有所增厚和减薄。研究区NWW-SEE向剖面显示, 长7地层由西向东地层厚度逐步减小。研究区SSW-NNE向剖面显示, 长7地层由南向北东地层变化平缓。

(3) 在野外露头观察及区域资料研究的基础上, 根据地层发育特征、沉积旋回、测井曲线、岩-电关系等多种手段, 认为宜君地区长7主要发育湖泊沉积体系, 并进一步分为2种亚相, 4种微相。砂体的分布受沉积相控制, 延长组长73-长71各期沉积具较好的继承性, 呈北东-南西方向条带状展布。

(4) 根据野外露头及岩心观察, 结合沉积构造以及测井曲线特征分析, 认宜君地区长7发育有深湖相浊积岩, 浊积岩为三角洲前缘滑塌浊积岩和坡移浊积岩。

彬长地区长8沉积相分析 篇6

彬长地区位于鄂尔多斯盆地伊陕斜坡、渭北隆起和天环拗陷交接部位。由于印支期整体抬升[1,2], 延长组地层遭受不同程度剥蚀, 北东部较南西部保存完整, 构造相对较平缓, 表现为断裂切割的南东高北西低的单斜构造, 局部发育鼻隆、断鼻、背斜、向斜等构造。油田主要含油层位为三叠系延长组长6、长7、长8油层组, 圈闭类型以岩性圈闭为主, 油气成藏条件良好, 资源较丰富。目前该区长8油藏已投入开发, 效果良好。

2 前人对该区沉积相的认识

本区研究工作始于20世纪70年代, 2001年开始开展整体勘探评价工作。随着钻井的增加和认识的不断深化, 对该区的沉积相认识也逐步推进。

2.1 早期的辫状河三角洲前缘沉积

通过早期勘探研究, 张广英 (2005年) [3]认为长武地区长8油组为辫状河三角洲沉积, 包括三角洲前缘亚相和前三角洲亚相, 主要发育三角洲前缘水下分流河道砂体;谭杰、陈金荣 (2006年) [4]认为长武地区长7油组和长8油组是一套以三角洲前缘亚相和深湖-半深湖亚相为主的沉积体系。早期受资料所限, 认为该区长8油层组主要为辫状河三角洲前缘沉积。

2.2 近期的辫状河三角洲前缘-湖底扇及震积岩沉积

随着钻井的增加, 该区的沉积相研究也在逐步推进。李士春等人 (2010年) [5]认为鄂尔多斯盆地南部长8为南西方向物源辫状河三角洲前缘亚相-湖底扇沉积, 彬县地区发育继承性湖底扇砂体;夏青松、田景春 (2007年) [6]在鄂尔多斯盆地南部三叠系延长组长6-长8中发现大量与古地震活动有关的标志, 认为具有震积岩特征。

通过近几年该区的规模勘探, 录取了一大批物探、钻井、测井、化验分析等资料, 为该区的综合研究工作奠定了坚实的基础。钻井资料证实该区长8储层横向变化快, 空间展布规律尚不明朗, 难以用三角洲沉积模式进行砂体的有效预测, 急需进行沉积相深入研究, 准确恢复砂体的沉积环境, 明确砂体的空间展布形态, 以期指导下步勘探开发工作。笔者通过对该区长8油层组沉积特征的细致分析, 对该区沉积相进行探讨性研究。

3 沉积特征及沉积相分析

沉积岩的颜色、岩性、结构、沉积构造及测井电性特征可以直接或者间接的反映沉积环境, 本文通过对该区各项资料的系统分析, 结合盆地区域构造及沉积演化成果, 初步确定本区沉积相类型, 明确沉积相展布, 为彬长地区长8勘探开发提供地质依据。

3.1岩石的颜色

该区长8砂岩以灰色、浅灰色为主, 粉砂岩多为深灰色;从近物源的西南到远离物源的东北, 所有泥质岩均为深灰、黑灰、灰黑色 (图1) , 根本见不到棕红、紫红色泥岩, 表明该套地层沉积时, 长期处于氧化—还原界面之下, 加上水下环境有机质相对比较丰富, 因此泥岩均以暗色为主。以此推断, 该区沉积整体为水下深水沉积, 排除了三角洲前缘浅水沉积环境的可能。

3.2 岩石组合及类型

从长8岩心观察来看, 砂岩主要为厚层块状砂岩 (图2a) , 局部含漂浮撕裂状泥砾 (图2b) , 在深水沉积环境中为典型的砂质碎屑流沉积[7,8];另外, 砂泥岩毫米级的薄互层、厘米级或分米级厚互层 (图2c) 、厚层粒序砂岩 (图2d) 和具有鲍马序列 (图2e) 的砂泥岩, 均为深水浊流沉积的特有岩石结构[9]。

3.3 岩石结构特征

从彬长地区长8粒度分布参数统计图来看 (图3) , 粒度Φ值主要集中在2-4区间内, 细砂为主, 可延至粉砂;频率曲线单峰为主, 少量双峰, 表明储层分选中等;概率累积显示以跳跃总体单段式为主, 少量两段式, 符合深水重力流沉积特点, 具牵引流改造特征。C-M图中 (图4) 数据点趋势线与基线平行, 表明重力流沉积为主, 但有个别数据点落在牵引流区间。

3.4 沉积构造标志及岩石相类型

沉积构造是判别沉积时水动力条件的直接标志。从该区钻井长8岩心来看, 砂岩大部分为块状层理 (约占68%) , 反映了基质支撑块状流的特点;其次为交错层理 (约占23%) , 反映深水沉积砂体在沉积过程中受到了底流改造[10];另外可观察到水平层理、平行层理、粒序层理、变形层理等沉积构造特征。结合岩心的沉积构造识别, 该区长8共划分出14种岩石相 (表1) 。根据粒级的粗细可以划分出四大类, 即:砾岩相 (含1种岩石相) ;细砂岩相 (含8种岩石相) ;粉砂岩相 (含3种岩石相) ;泥岩相 (含2种岩石相) 。

3.5 测井相类型

不同的测井响应形式是不同沉积微相的体现。测井响应曲线的形态和顶底接触关系、曲线的异常幅度、光滑度、齿中线等特征, 结合沉积背景, 可识别岩性、沉积物水动力条件、沉积物注入量、水进、水退、垂向层序和沉积旋回等因素。对区内100余口井的统计, 按照不同岩性组合对应的自然伽马曲线形态特征以及岩性界面处自然伽马曲线的变化特征可以划分5种代表沉积微相的测井相[11] (图5) 。

(1) 箱形:GR曲线为中-高幅箱形, 曲线较光滑, 顶底面突变接触, 代表物源供给充分的砂质碎屑流沉积, 砂体多具块状层理, 局部为水平层理或交错层理, 层内非均质性较弱。

(2) 齿化箱形:GR曲线为中幅箱形, 曲线微齿化或齿化, 顶底面突变接触, 中间夹泥质夹层, 代表多期沉积物供给的砂质碎屑流沉积或浊流沉积, 层内非均质性较强。

(3) 钟形:底部突变, 向上渐变, 曲线齿化, 齿中线水平或者向内收敛, 多具粒序层理和交错层理, 常见鲍马序列特征, 代表浊流沉积, 层内非均质性强。

(4) 指形:整体高GR, 局部为大幅度差的低GR, 砂体呈薄层状, 厚度多小于1米, 为突发性事件沉积, 代表了砂质碎屑流或者浊流沉积。

(5) 齿形:整体高GR, 为细粒沉积;曲线强齿化, 齿中线水平, 代表间歇性沉积, 为浊流或半深湖-深湖沉积。

3.6 沉积相分析及沉积微相展布

通过沉积岩颜色、岩石组合及类型、岩石结构特征、沉积构造标志及岩石相类型、测井相类型等多种方法综合分析, 结合区域沉积演化、垂向沉积序列和沉积相共生组合关系, 从岩心观察入手, 建立单井沉积微相综合柱状图, 进行井间相剖面对比, 最终在平面上划分沉积相。彬长地区长8油层组主要为湖泊相沉积, 进一步分为2种亚相、4种微相 (表2) 。

(1) 深水重力流沉积

鄂尔多斯盆地长8期“南近北远”的物源供应以及“南陡北缓”的古地貌差异[12], 为鄂尔多斯盆地南部发育多种重力流沉积提供了有利的背景。彬长地区长8期主体处于湖泊坡折带以下, 深水重力流沉积发育。钻井证实以厚层块状的砂质碎屑流沉积为主, 间有浊流沉积, 碎屑流沉积的砾岩少见。

(2) 半深湖-深湖沉积

该亚相处于浪基面以下未受波浪搅动的相对静水区, 为缺氧还原环境。由于远离物源区, 整体岩性以灰黑色或深灰色泥岩、页岩及碳质泥岩为主, 夹薄层粉砂质泥岩、泥质粉砂岩或粉砂岩, 水平层理发育。

(3) 沉积微相展布及砂体展布特征

彬长地区长8期整体为坡折带以下的半深湖-深湖沉积背景, 砂岩滑动变形相对较强, 以砂质碎屑流沉积为主, 浊流沉积相对较弱, 大部分地区为半深湖-深湖泥沉积 (图6) 。砂体展布多呈朵状、席状, 砂体剖面连续性较差, 多呈透镜状。该区有利储层为砂质碎屑流形成的块状砂岩, 其物性、含油性最好。

4 结论

(1) 彬长地区长8期沉积岩主要为厚层细砂岩与暗色泥岩不等厚互层, 根据取心井岩心的观察描述, 共划分出14种岩石相类型。

(2) 根据研究区区域特征, 结合岩心精细描述, 总结该区测井相模式, 划分出代表沉积微相的测井相, 从而识别该区沉积相。

(3) 彬长地区长8期主体处于湖泊坡折带以下, 为半深湖-深湖背景下的深水重力流沉积。钻井证实以厚层块状的砂质碎屑流沉积为主, 间有浊流沉积。砂体平面展布多呈朵状、席状, 砂体剖面为不连续的透镜状。

(4) 该区有利储层为砂质碎屑流形成的块状砂岩, 其物性、含油性最好。

参考文献

[1]杨俊杰.鄂尔多斯盆地构造演化与油气分布规律[M].北京:石油工业出版社, 2002

[2]邓军, 王庆飞, 黄定华, 高帮飞, 杨立强, 徐浩.鄂尔多斯盆地基底演化及其对盖层控制作用[J].地学前缘, 2005, 12 (3) :91~99

[3]张广英.长武地区延长组沉积微相与油气聚集有利相带[J].江汉石油职工大学学报, 2005, 18 (4) :17~20

[4]谭杰, 陈金荣.长武地区三叠系延长组储层油气勘探新进展[J].江汉石油职工大学学报, 2006, 19 (4) :3~5

[5]李士春, 冯朝荣, 殷世江.鄂尔多斯盆地南部中生界延长组沉积体系与油气富集[J].岩性油气藏, 2010, 22 (2) :79~83

[6]夏青松, 田景春.鄂尔多斯盆地南部上三叠统延长组震积岩的发现及地质意义[J].沉积学报, 2007, 25 (2) :246~252

[7]夏青松, 田景春.浊积岩神话与砂质碎屑流[J].沉积与特提斯地质, 2006, 26 (4) :105~108

[8]邹才能, 赵政璋, 杨华等.陆相湖盆深水砂质碎屑流成因机制与分布特征——以鄂尔多斯盆地为例[J].沉积学报, 2009, 27 (6) :1065~1075

[9]许金慧, 史桂生, 彭海军.渤南一区浊流储层特征[J].断块油气田, 2004, 11 (6) :28~30

升平油田葡萄花油层沉积相分析 篇7

升平油田地处黑龙江省安达市升平镇东南约4Km处, 北纬46°8.2′-46°11.5′, 东经125°16.3′-125°18.1′。构造上位于松辽盆地中央拗陷区三肇凹陷东北部, 西与卫星油田相接, 东邻榆树林油田, 南临宋芳屯油田。升平油田是三肇凹陷中在古凸起上继承发性发育形成的, 由一条近南北向延伸的地垒区和若干断鼻状构造高点组成, 沿其走向, 该构造由北东向南西方向倾没[1]。研究区钻遇地层从上到下依次为第四系、第三系泰康组、白垩系上统明水组、四方台组、白垩系下统嫩江组、姚家组、青山口组及泉头组地层[2]。根据研究区目的层岩性组合、沉积旋回、砂体厚度及电测特征等将升平油田的葡萄花油层划分为PI1-PI9共9个小层, 其中重点层位为PI4-PI6[3]。 (图1)

2 沉积微相类型及特征

通过分析升40-检斜27、升41-27井、升29-检17井岩心、岩屑录井资料对岩石颜色、成分、结构、构造、古生物等进行分析, 结合测井相组合特征等沉积相指标以及沉积背景, 认识到升平油田葡萄花油层为浅水河控三角洲相, 重点层为三角洲分流平原相。

升平油田三角洲分流平原内分流河道间薄层砂不发育, 多为薄层砂与较厚泥岩互层, 发育厚层紫 (红) 色、杂色以及灰绿色块状泥岩, 偶见钙质颗粒、植物根、虫孔分布;分流河道以其在陆上河道内部的强流冲刷和牵引流沉积为特征。三角洲分流平原可细分为分流河道、决口河道、废弃河道、天然堤、决口扇、溢岸砂和分流间泥7个沉积微相。

2.1 分流河道

岩性以中、细砂岩为主, 分选磨圆好, 发育大型槽状、板状交错层理, 河道间发育厚层紫红色块状泥岩。垂向上正韵律形态明显, 河道底部发育冲刷构造和大型单向水流特征, 且河流二元结构明显;侧向上发育10°~30°倾斜产状的薄层侧积泥岩[4]。测井曲线为厚层 (大于3m) 高幅箱型或者钟形, 且深浅电阻率幅差大 (图2-a) 。

2.2 决口河道

洪水期分流河道能量增强, 并决口形成的小型河道沉积, 它是有一定路径的稳定、窄、浅、短小规模河道沉积, 与分流河道沉积特征相似, 但规模小、砂体窄, 厚度薄 (大于2m) 。岩性多为粉砂岩, 砂体厚度较小, 河道形态明显, 测井曲线总体高幅 (差) 、扁钟形, 具底突顶尖特征 (图2-b) 。

2.3 废弃河道

指分流河道因河流改道被废弃后的河道充填沉积。研究区废弃河道较发育, 特征明显, 发育正韵律, 底部存在冲刷面, 河道整体特征明显, 上部沉积因河水流量极大减弱或无河道通过, 岩性以粉砂质泥岩和泥质粉砂岩为主。测井特征为底部高幅钟形, 厚度较薄, 上部为近于基线的齿化形态 (图2-c) 。

2.4 天然堤

位于分流河道两岸的窄长、条带状沉积, 由于河流摆动侵蚀作用很难保存。研究区天然堤岩性以泥质粉砂岩和粉砂质泥岩互层为主, 偶见虫孔、扰动构造和植物根, 发育小型交错层理、水平波状层理, 砂体规模小。测井曲线表现为底部轻微突变或渐变的较低福箱型, 曲线齿化严重 (图2-d) 。

2.5 决口扇

洪水期河道能量增强, 河水冲破河岸线而在河道两侧形成的扇状沉积体。决口扇正韵律不明显, 砂体较发育, 岩性以粉砂岩、泥质粉砂岩以及过渡性岩性为主, 砂体厚度小, 底部突变较弱, 具中~小型交错层理或块状层理, 测井曲线多为指状 (图2-e) 。

2.6 溢岸砂

在特大洪水期河水溢出河道, 其水流携带河道内部砂体溢出河道并在河道间形成的大面积薄层席状砂。岩性以粉砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩为主, 砂体较薄, 发育小型交错层理, 多为顶底突变, 测井曲线为指状、齿状 (图2-f) 。

2.7 分流间泥

河道间细粒泥质沉积, 沉积能量低。分流间泥以厚层紫色、红色、灰绿色块状较纯泥岩为主, 可见植物根、虫孔以及少量动物化石, 泥岩中含薄层泥质粉砂岩、粉砂质泥岩。测井曲线幅值低, 近于泥岩基线, 局部含低幅齿状、指状 (图2-g) 。

3 沉积相平面分布特征

葡萄花油层为浅水河控三角洲相, 可以进一步细分为三角洲分流平原亚相、三角洲前缘亚相、前三角洲亚相。地质历史上从PI9至PI1小层是水退至水进的过程, 重点层PI5为最大水退点, 沉积发育由三角洲外前缘—三角洲内前缘—分流平原—三角洲内前缘—三角洲外前缘的沉积旋回, 重点层位三角洲分流平原沉积, 其特征如图3。

3.1 PI4沉积单元平面相展布特征

该层发育三角洲分流平原亚相, 砂体呈近南北向 (偏南东向) 展布, 河道规模差异较大:西面升26-28~升46-22~升56-20~升163一支规模最大, 宽约600m;东面省26-46~升32-48~升37-47规模次之, 宽约400m;中部发育宽约150m的小河道。溢岸砂沿河道两侧非对称展布, 河道间偶见片状或带状分布, 决口河道较少, 河道间泥主要分布于河道上游升29-37井区。该层整体上为三角洲分流平原河道带沉积, 河流能量较强, 储层物性、含油性较好。

3.2 PI5沉积单元平面相展布特征

该层为三角洲分流平原区沉积, 砂体呈北北东-南南西展布, 河道规模相当, 东面升28-38~升53-36~升58-30~升76-22河道规模较大, 宽度约280m, 其余河道一般介于180-200m。溢岸砂沿河道两侧发育, 决口河道和决口扇相对发育, 偶见道间泥零星分布。该层河流能量较强, 且河流携带砂质负荷多, 砂体平面、垂向切叠严重。

3.3 PI6沉积单元平面相展布特征

该层为三角洲分流平原区沉积, 砂体呈近南北向 (偏西南) 展布, 河道规模差异大, 东部升25-46~升40-36~升50-38~升68-35一支规模最大, 宽约400m;中部升27-36~升34-s36~升54-32~升66-30规模次之, 约300m, 西部河道规模最小, 宽约150m。溢岸砂主体不发育, 溢岸砂在河道两侧呈较对称, 决口河道和决口扇较发育, 道间泥成片状零星分布在河道间。该层为低弯曲中型复合三角洲分流平原河道沉积, 河流能量强, 河流携带砂质负荷多;垂向上河道下切作用十分明显。

4 结论

通过对升平油田葡萄花油层沉积相的详细研究, 得出以下结论: (1) 升平油田葡萄花油层为浅水河控三角洲相, 重点层PI4-6为最大水退点, 发育三角洲分流平原沉积, 并进一步细分为分流河道、决口河道、废弃河道、天然堤、决口扇、溢岸砂、分流间泥7类沉积微相。 (2) 编制了升平油田葡萄花油层重点层PI4-6沉积微相图, 揭示了该段砂体展布特征。

参考文献

[1]迟博, 刘站立, 王春瑞.三肇凹陷石油富集规律[J].大庆石油地质与开发, 2000, 19 (5) :4～6.

[2]韩彬, 张春龙, 李慧.升平地区升36-24试验井区剩余油分布研究[J].西部探矿工程, 2005, (增刊) :83～85.

[3]丛林.三肇凹陷东部葡萄花油层高分辨率层序地层及成藏规律研究[D].大庆:东北石油大学, 2011:61～68.

义东303井沙四段沉积相分析 篇8

1 沉积相分析

湖泊碳酸盐岩沉积相类型, 依其地质产状, 大体可以分为三类:一是骨架碳酸盐岩的岩体, 主要为生物礁、礁丘和生物层;二是颗粒碳酸盐岩的岩体, 主要为滩、堤、坝和“沙嘴”;三是泥晶碳酸盐岩的岩体, 分别对应为灰礁、灰滩和灰泥三种沉积亚相。

通过对本井沙四上碳酸盐岩岩屑薄片鉴定, 结合测井、地震资料的综合研究分析, 认为沙四上碳酸盐岩为一套藻礁丘灰岩沉积, 属于灰礁亚相。藻礁丘是藻礁与泥丘的过渡产物, 是以生物 (微生物) 建造作用为主导, 由藻类骨架碳酸盐岩、颗粒灰岩及泥晶灰岩组成。

藻礁丘由泥晶灰岩、泥晶藻屑白云岩、亮晶藻屑白云岩和枝管藻白云岩构成, 其中以泥晶岩为主, 骨架岩仅占次要地位。藻礁丘可分为藻礁丘底、藻礁丘核及藻礁丘帽三个微相。藻礁丘底由含生物碎屑的泥晶灰岩组成, 含颗粒;藻礁丘核以泥晶及亮晶藻屑白云岩为主, 夹含砾屑状的枝管藻骨架白云岩;藻礁丘帽是由经过分选的亮晶粒屑白云岩组成。藻礁丘发育于水体清澈、安静、碳酸盐岩浓度高的陡坡带中下部区域。

2 井区沙四上碳酸盐岩储层分布规律

通过对已钻井沙四上亚段地质资料、测井资料分析, 结合地震技术, 利用多井剖面对比, 参考前人总结邵家洼陷沙四段碳酸盐岩亚相发育模式及河口-车西地区沙四段灰岩古地貌情况, 得出井区沙四上沉积相的分布规律以及区域碳酸盐岩储层的横向分布规律。

从义东303井区沙四段顶面构造图上可以看出, 井区地势西北、东南高, 中间邵543-邵古4-邵58-义深2井一线为低洼处, 且逐次降低, 最深处为义深2井。结合义东303井区沙四上亚段灰岩等厚图分析可知:虎16井区无沙四段, 沙三段直接覆盖在孔店组之上。罗51-罗501-罗55-邵55-罗803-罗802-垦5井之间因靠近物源区, 沙四上沉积了一套砂砾岩。井区三处碳酸盐岩发育好:邵543-邵54-邵20井一带, 主要为灰滩亚相;义1-邵18-邵10-邵古3-邵4-邵13-邵15-邵14-义东303-义东301井一带, 主要为灰礁亚相;罗7-罗48-罗53-垦28-罗62-罗45-罗斜601-新罗39井一带, 主要为灰滩亚相。其余部分, 碳酸盐岩欠发育, 主要为灰泥亚相。

邵543-邵54-邵20井一带, 颗粒碳酸盐岩较发育, 邵54、邵20井因相同条件下白云岩比灰岩易破裂, 次生孔隙增加, 储层物性变好。从邵54等井碳酸盐岩储层物性数据表 (表1) 可以看出:孔隙度4.5%~19.8%, 为低孔-中孔储层;渗透率0.07~103.0×10-3μm2为特低渗-高渗储层。本区井产量高。从邵543-邵54-邵20井沙一段层拉平地震剖面结合邵543井2216ms、2254ms水平切片可以大致确定邵543井区沉积中心, 湖湘碳酸盐岩储层一般沿沉积中心成环带状分布, 邵54、邵20、邵543井的沙四上灰岩获得了良好的工业油流, 建议在邵54井西南方布一口井。靶点坐标X:4186428, Y:20616059, 设计井深2930m。

义1-邵18-邵10-邵古3-邵4-邵13-邵15-邵14-义东303-义东301井一带。该带生物较发育, 主要发育生物礁, 主要为灰礁亚相。从邵18等井碳酸盐岩储层物性数据表 (表1) 可以看出:孔隙度0.7%~35.2%, 为特低孔-高孔储层;渗透率0.02~130.0×10-3μm2为特低渗-高渗储层。本区井产量高。从邵13-邵15-义东303-义东301井沙一段层拉平地震剖面, 结合义东303井2500ms水平切片, 可以大致确定义东301井区沉积中心, 湖湘碳酸盐岩储层一般沿沉积中心成环带状分布, 义东30-3、义东30-斜4和义东301-斜1井的沙四上灰岩获得了良好的工业油流, 建议在义东303与义东30-斜4靶点之间设计一口井。靶点坐标X:4194020, Y:20623966, 设计井深3000m。

3 结束语