地质勘探专业毕业论文02855.doc

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1、目 录1 前 言11.1 选题依据11.2 选题意义11.3 研究现状11.3.1 国内外研究现状11.3.2 鄂尔多斯盆地的研究现状21.4 研究内容31.5 技术路线32 研究区概况42.1 区域构造与沉积背景52.2 微相类型72.3 研究区概况72.3.1 岩石孔隙类型及特征72.3.2 储层层理类型及特征92.4 地层精细划分与对比112.4.1 地层划分与对比的原则112.4.2 地层划分与对比的依据112.4.3 地层划分与对比的方法142.5 长2油层组沉积环境及沉积相的判识153 沉积微相研究基本原理183.1 沉积微相的定义183.2 沉积微相的分类183.2.1 沉积相类

2、型划分及其特征183.3 沉积微相特征183.3.1 三角洲前缘亚相183.3.2 前三角洲亚相203.4 沉积模式214 测井相分析234.1 测井曲线的解释244.1.1 测井曲线幅度244.1.2 测井曲线形态244.1.3 测井解释曲线光滑程度244.2 单井沉积相分析25结 论27参考文献28致 谢291 前 言1.1 选题依据 鄂尔多斯盆地是我国内陆第二大沉积盆地,横跨陕、甘、宁、蒙、晋五省区,面积约37万km2。该盆地古生界发育有丰富的天然气资源，中生界发育有大量的石油资源；在不同地质时代中发育有煤、石盐及其它矿产资源。从沉积史上讲它们具有不同的沉积发育期、不同的沉积环境、不同的

3、沉积体系和沉积特征。通过对盆地沉积、构造和烃类演化及含油气特点的分析，以及结合近年来盆地内的油气勘探、开发成果，可以明确地讲鄂尔多斯盆地仍具有十分广阔的油气资源前景，也必然为我国能源事业和能源结构的调整做出更大的贡献。1.2 选题意义鄂尔多斯DR区地区长2油层组是长庆油田公司近期评价及产建重点目标之一，已提交控制储量。目前该区长2段局部已投入开发，2007年部署产能10.5104t，显示出良好的开发潜力。由于长2沉积期砂体变化大，展布规律不清，目前仍无提交探明储量，需进行深入研究。因此，搞清其砂体成因和控制因素，以及在平面和纵向上变化规律，并与姬塬地区长2沉积特征进行类比研究十分必要。为次，在

4、导师的精心指导下，选择以鄂尔多斯盆地DR区，长2油层沉积微相研究为论文题目展开研究。在长2油层组沉积微相类型及特征研究的基础上，对事件沉积震积岩进行了详细研究，同时充分利用地球化学方法深入分析了长2沉积期湖盆水体性质，进一步论证了长212积期的沉积环境，进而深入探讨长2沉积期储集砂体的成因类型、展布规律及储层特征，并与之相邻的姬塬胡尖山区块进行比较沉积学对比，为该区进一步石油勘探开发提供有利依据。1.3 研究现状1.3.1 国内外研究现状随着油气田勘探与开发工作的发展，国内外对沉积相划分精度越来越高，要求对沉积相的研究也越来越细，沉积微相研究的发展是沉积学发展史上的一大进步。微相是沉积体系中最

5、基本的构成单元，储层沉积微相的研究可以解决储层的非均质、剩余油分布、注水方式及注水层段选择等问题。目前开展此类划相工作时多遵循 C.S.Vihser 于 1972 年建立的相分析流程。 利用测井资料来分析沉积环境是近几十年来才发展起来的一门新的技术。最早系统将测井资料应用于地质中的书是 S.Pirson（1970 年）写的测井资料地质分析，该书的中心是把测井资料应用于油区沉积学研究，主要根据测井曲线的形态来研究沉积相。随着测井技术的不断发展，逐渐用测井相来定性或定量识别沉积微相。20 世纪 70 年代末，法国地质学家 O.Serra 在总结前人工作的基础上提出了测井相的概念，使该方法更加系统化

6、和定量化21。测井相分析的基本原理就是从一组能反映地层特征的测井响应中提取测井曲线特征，包括幅度大小、形态、接触关系及组合特征，结合其它测井解释结论将地层剖面划分为有限个测井相，并用岩心资料加以验证，从而建立用测井资料描述地层沉积相的模式。岩心或岩相分析是测井识别沉积相或微相的地质基础。另外测井曲线在垂向上的组合规律也是判断沉积微相组合规律的有效方法。 国内王向公等(1994)，雍世和等(1995)，陈刚花等(1996)，陈烨菲等(2003)。上世纪 90 年代，非线性方法逐渐被引入到复杂的石油勘探领域，诸多测井学家用神经网络和灰色关联技术来识别沉积微相，如国内梅红等，陈洪斌。在 2000 年

7、，阎辉、张学工、李衍达，提出了应用支持向量机方法识别沉积微相，改变了输入空间降维的做法，而是将输入空间升维，减少了对特征值的提取，并得出此方法判别沉积微相的性能优于神经网络的结论(在小样本的情况下)；2003 年，张世明30对顺序指示建模研究储层沉积微相的技术进行了探讨，最后得出此技术对沉积微相的划分有极大的优越性的结论。 层序地层学是地层-沉积学、地震地层学等的理论升华，同时它又反过来指导地层-沉积学等的深化研究。随着层序地层学的发展，一种新的研究沉积相的方法应用多学科技术研究沉积相的技术日益发展与成熟起来，并且在实际应用中取得了显著。1.3.2 鄂尔多斯盆地的研究现状 鄂尔多斯盆地石油勘探

8、开发早在二十世纪初就开始了。1907年钻成中国陆上第一口井延一井（井深81m）。油量甚微，无重大发现。鄂尔多斯盆地的石油勘探始于1950年。20世纪60年代，在宁夏灵武境内李庄子、马家滩钻探发现低产油流，第一次采用压裂技术改造低渗透油层获得工业性油流。李庄子、马家滩钻探发现，拉开了长庆油田会战前的序幕，虽然达不到奠基的作用，起码起到了引路的作用。1983年12月，中生界三叠系延长组塞一井出油，日产64.45吨。安塞油田八年科技攻关成功，开创低渗油田先河。鄂尔多斯盆地近几年石油勘探取得多项突破，陇东地区发现整装亿吨级西峰油田，陕北地区三角洲含油范围不断扩大，勘探效益明显，成为中油股份公司增储上产

9、的重点地区，这些成果的取得与止在逐步形成一整套适合低渗岩性油藏的勘探方法和配套勘探技术密不可分。中生界延长组为一套内陆湖盆沉积，其形成的三角洲隐蔽性油藏主要受控于大型三角洲砂体的展布，油藏类型以岩性油藏为主，具有储集条件差、非均质程度高、油水关系复杂、隐蔽性强的特点（傅强等，2005）。针对盆地油藏特点，长庆油田应用陆相三角洲成藏理论不断深化综合地质研究，优选有利勘探目标，同时积极应用地震储层预测、测井精细解释、压裂改造、油层保护等勘探技术，使鄂尔多斯盆地中生界低渗透油藏的勘探取得重大进展。DR等地区，前人已经发表了众多研究成果。如“湖泊三角洲前缘砂体成因组合形式和分布规律以鄂尔多斯DR地区三

10、叠系延长组”（田景春，陈高武，窦伟坦等，2004），“鄂尔多斯盆地DR区长2油层组物源区分析”（郑荣才，王昌勇，李虹等，2007），“DR区长2成岩作用与储层分类评价”（焦创赟，付伟，赵俊兴等2006），“鄂尔多斯盆地长2油层组沉积相特征及层序演化”（李金超，2005），“鄂尔多斯盆地盐池姬源地区三叠系长2砂岩成岩演化特征与优质储层分布”（王琪等，2005），“华池地区地层的划分和对比”（冯利军，武善忠等，2004）。1.4 研究内容本文研究区是鄂尔多斯DR区地区，位于鄂尔多斯盆地伊陕斜坡中偏西南部研究区北起长官庙，南到悦乐，西自元城，东至南梁，跨陕西省吴起县和甘肃省的华池县。（1）地层划分与

11、对比地层划分与对比：是生产勘探与地质研究的基础，特别是沉积微相研究必须落实到小层，在地层划分与对比时，通过建立等时面，在同一个等时面、同一个可容空间内进行小层对比与划分。（2）沉积相标志研究综合分析：研究区已有的钻井岩心、测井和测试分析资料，选择具代表性的钻井，通过取心井段的岩心观察和测井曲线研究，研究岩石的成分、结构、沉积构造、剖面结构等反映沉积体系（相）类型和特征的相标志。（3）沉积相类型划分及特征研究：单井沉积相研究通过取心井段的岩心观察，研究岩石的成分、结构、沉积构造、剖面结构等，分析沉积微相、亚相、相特征及其相序变化，建立取心井段沉积微相标准剖面。井间沉积相纵横对比研究在单井沉积相研

12、究在上述基础上，通过井间对比建立骨干相剖面，确立研究区长2沉积时期的不同沉积的微相、亚相在二维空间上的配置关系。（4）岩相古地理演化及沉积模式：分别以基准面上升旋回和下降旋回对长2期的岩相古地理演化进行分析，讨论长2期和长2+2期的古地理格局及演化特征，根据长2+2各期沉积相在平面上及垂向上的空间组合、发育特点，特别是沉积微相组合特征，建立沉积相模式。1.5 技术路线本论文研究主要以现有的钻井资料、测井资料及测试分析资料为基础，以沉积微相分析及砂体展布为关键，以储集砂体成因类型为重点，以预测有利勘探区块为目标。目前研究区已有的探井及评价井260余口，通过对基础资料的整理、吸收，重点抓住取心井的

13、沉积微相及其与测井相的关系，结合物源分析，归纳出研究区沉积体系特征及时空演化及主要含有含油砂体的成因类型特征，从而总结出研究区的沉积模式，结合砂体结构、砂体形态及砂体分布，最后预测出有利勘探区块。整理资料微相的划分研究区岩心和测井资料分析地层划分于对比认识和结论沉积相模式图1-1 技术路线图2 研究区概况2.1 区域构造和沉积背景鄂尔多斯盆地北以阴山、大青山及狼山为界，南至秦岭；西起贺兰山、六盘山，东到吕梁山，总面积32104km2。其大地构造位置属华北地台西部，为克拉通边缘坳陷盆地。盆地基底为太古代、元古代变质岩结晶基底，其上有古生代、中生代、新生代盖层沉积，具明显的二元结构。鄂尔多斯盆地是

14、一个中新生代盆地叠加在古生代盆地之上的复合盆地，其现今构造总体上显示为东翼宽缓；西翼陡窄的不对称矩形盆地。按其现今构造形态，盆地可划分为伊盟隆起、渭北隆起、晋西挠褶带、伊陕斜坡、天环向斜及西缘逆冲断裂构造带等六个一级构造单元（图2-1）。盆地边缘断裂褶皱较发育，盆地内部构造相对简单，以鼻状构造为主，地层平缓，倾角一般不足1度。图2-1 鄂尔多斯盆地构造单元划分图鄂尔多斯盆地是在晚太古代早元古代古陆块(陆核)基础上发展起来的。从早古生代开始，盆地与华北地台联为一体，进入华北克拉通拗陷沉积期。从华力西中期开始，鄂尔多斯盆地盆地再度发生沉降，进入大型克拉通内陆拗陷晚期，发育海陆过渡沉积。从早三叠世开

15、始，气候变得更加干旱，形成了和尚沟刘家沟组河流三角洲干旱湖相沉积：中三叠世形成了纸坊组河流湖泊沼泽相沉积（陈刚，1999）。中三叠世末，受印支I幕运动的影响，东祁连褶皱逆冲断层带向东逆冲造成基底拆离和盖层滑脱；晚三叠世，因继续受印支运动的影响，盆地与华北地台解体分离，在构造载荷作用下开始演化为具前陆盆地性质的挤压型陆缘近海湖泊盆地（张抗，1981；柯保嘉，1988；张渝昌等，1997；郑荣才，1998），其基底起伏控制着盆地内部沉积单元分布，基底顶面构造形态总体呈东高西低、北隆南坳的格局，构造状况以缓慢沉降为主，沉积物的供给与沉降处于均衡状态，湖区经常维持浅水环境，深水区位于湖盆的中部（李道燧

16、等，1994）。至晚三叠世延长期，鄂尔多斯湖盆具有面积大、水域广、深度浅、地形平坦和分割性较弱的特点（曾少华，1992），其四周因发育有伊盟隆起、晋西挠褶带、渭北隆起和西缘冲断带等古陆而具有充足的物源补给，形成一套含煤、生储油层发育的陆源碎屑沉积建造，构成一个完整的河流湖泊三角洲湖沼相沉积演化旋回。继延长组沉积之后，受印支幕运动及随后燕山I幕运动的影响早侏罗世早期，盆地转为整体沉降而形成填平补齐式的富县组河流相沉积；中晚期继续沉降形成延安组河流湖泊三角洲沉积；至中侏罗世，燕山幕运动又使盆地开始抬升，形成直罗组半干旱湖泊沉积与安定组干旱河流沉积；安定期后盆地发生了剧烈的抬升运动，导致盆地普遍缺失

17、晚侏罗世沉积。至早白垩世初期，盆地东缘上升为山、南缘和西缘也再度上升，形成四周升起、封闭统一的盆地，导致早白垩世沉积范围明显缩小。在此期间，盆地地层构造型式基本定型，内部形成六个主要构造单元。晚三叠世是鄂尔多斯盆地最为重要的地质构造发育阶段，亦是成油体系极为发育时期之一。延长组沉积充填记录下该大型淡水湖盆间歇、振荡式湖进、湖退的兴衰完整演化史。据此，延长组自下而上包括长一段（长10）、长二段（长9、长8）、长三段（长7、长6、长4+5）、长四段（长3、长2）和长五段（长1）等。盆地南部是多期沉积的中心，生储油相带发育完备，是油气的主要生成聚集区。相关研究表明（何自新，2004），鄂尔多斯盆地延

18、长组为一套典型的内陆湖泊淡水河流湖泊三角洲沉积，延长组由下至上依次分为10个油组，即长10长1。在延长期，盆地经历了湖盆的形成、三角洲的发育、全盛、退化和解体、消亡的全过程。其中长10为冲积平原形成期； 长9为湖侵初始期，该期由于盆地西、南部边缘断裂及与其斜交的锯齿状次级断裂活动加剧，沉陷速度加大，形成西南陡、东北缓不对称湖盆，此时，整个盆地南部为湖水淹没，发育以湖相滨浅湖砂泥互层为主的沉积；长8为湖盆缓慢凹陷期；长7 是湖侵鼎盛期；长6为湖盆相对稳定期；而长5、长4盆地再度沉降，湖侵面积扩大。随后的长3期沉积作用再次加强，长2期湖盆收缩速度加剧，长1期盆地则大面积平原化、沼泽化。鄂尔多斯DR

19、区长2油藏储层单砂体厚10 m左右，呈北东西南向的条带状展布。岩性为一套灰色细、中细粒岩屑质长石砂岩，砂岩成分以长石为主，其含量一般大于50%，石英次之（22.3%），各类岩屑含量11.5%。砂岩分选较好。胶结物含量为14.3%，成分以绿泥石、浊沸石、碳酸盐、硅质为主。因此，长6油层组储层砂岩成分成熟度低，大多数砂岩碎屑分选及磨圆度中等较好，结构成熟度相对较高。研究区内长2油层组声波时差较高，自然伽马值低，泥岩电阻率随含砂量增加而增大，一般1040 m；砂岩电阻率变化较大，含水无油气显示且物性好的砂岩层的电阻率可低到35 m，致密层或含油比较好的储层电阻率可高达200 m，一般储层电阻率860

20、 m。造成上述结果可能有以下原因：储层非均质性强，物性较差，地层水矿化度变化比较大。地层中常见的特殊岩性如油页岩具有较高的电阻率和中高值的自然伽马，凝灰岩具有较低的电阻率和高值的自然伽马。据DR区长2油藏录井资料和试油资料证实，长2油层组的含油性显示从含油级到油迹级，产油层位主要含油性为油浸级和油斑级。油浸级和油斑级含油岩心粒度为粉细砂岩以上，物性好的为细砂岩。随着泥质含量的增加和粒度变细，含油性从油浸级油迹级，且随含油级别的增高，含水饱和度降低。即随含油级别的增高含油饱和度升高，岩性越粗含油越好，物性越好含油越好。所以，长2油层组的含油性下限定为油斑级。2.2 微相类型根据沉积物粒度分析资料

21、、岩心观察，结合测井曲线特征和砂体分布特征，对该区的沉积微相进行划分和对比。本研究将该区三角洲前缘沉积微相划分为水下分流河道、河口砂坝、分流间湾和堤泛沉积4种微相类型，发现水下分流河道和河口坝是构成三角洲前缘的骨架砂体，也是长2油藏的主要储集体。2.3 研究区概况2.3.1 岩石孔隙类型及特征储集层孔隙类型对研究区取心井段砂岩铸体薄片图象分析结果进行统计表明,目的层段孔隙成因类型主要为原生粒间孔及次生孔隙。原生粒间孔:它是沉积颗粒经过早期成岩作用后保留下来的粒间余孔,这类孔隙在埋深较浅的地层中较发育。另一类是石英次生加大后保留的粒间余孔,原生粒间余孔多具三角形、多边形等形态。好的储层原生粒间余

22、孔很发育,如塞175井,最大面孔率可达10%。次生孔隙:主要由粒间溶孔和粒内溶孔、晶间孔组成。粒间溶孔在研究区储集层中最发育,其孔隙面积百分比占68.196%83.123%,是储集层孔隙的主要贡献者;主要发育长石岩屑溶蚀孔和浊沸石溶孔,还有粘土矿物、黑云母溶蚀孔。粒内溶孔沿长石解理溶蚀,形成规则或不规则的溶孔,此类孔隙在研究区不很发育,有一定的数量,但其面积百分含量很小。晶间孔形成于伊利石及蒙脱石混层矿物中,且在成岩过程中重结晶,形成网状粘土充填在孔隙中,并形成晶间微孔;也有部分蚀变高岭石见晶间小孔;此类孔隙虽然提高了砂岩的孔隙度,但降低了渗透率,特别在油气运移过程中,粘土矿物吸附了大量重质沥

23、青,可进一步降低砂岩储油物性。因此,前两种溶孔构成储层的有效孔隙。研究区目的层储层孔隙半径一般在10200m。其中,404井的孔隙半径为10200m,平均481 62m;而塞466井的孔隙半径为1080m,平均331 9m。根据孔径大小的划分标准,即大孔(半径大于50m)、中孔(半径2550m)、小孔(半径525m),长213储集层分支河道以大孔为主,边滩及决口扇以中孔为主。对长231储集层100个喉道数据统计对比得出,储集层喉道主要为片状、弯片状喉道,另有少量的点状喉道,最大喉道宽度114199m,最小喉道宽度2117m,平均17133m。以宽度大小对喉道进行分类:喉道宽度大于10m的为粗喉

24、,在102m之间的为中喉,在2014m之间的为细喉,在0140104m之间的为微喉,小于0104m的为微吸附喉。由喉道分布直方图可知,研究区目的储层中,除有少量的细喉(2.114%)、中喉(7.115%)外,其余均为粗喉(约占90.171%)。其中,塞404井储层喉道特征为细喉0.186%、中喉0.616%、粗喉9.2154%;塞466井储层喉道特征为细喉4.1 05%、中喉7.199%、粗喉87.192%。根据上述孔隙大小和喉道类型研究,研究区长2储集层孔喉组合具有下列共同特点:以发育大孔大喉类型喉道组合、大孔中喉型喉道组合、中孔大喉型喉道组合为主,另有少量的细孔中喉组合。为了查明研究区储层

25、孔隙结构特征,统计了面孔率、平均孔隙半径、平均孔喉比、平均配位数、均质系数、喉宽平均值等6个参数,可以看出,研究区分支河道相的孔隙结构对储层最有利,其次为决口扇微相,再次边滩(点砂坝)微相表2-1 不同孔喉参数统计表微相类型面孔率平均孔隙半径/um平均孔喉比平均配位数均质系数喉宽平均值/um分支河道13.7443.631.161.460.2111.67边滩9.3535.810.861.20.2215.07决口扇11.1354.811.121.390.1321.14 2.3.2 储层层理类型及特征（1）水平层理:常见于泥岩、粉砂质泥岩中，单细层厚度小，纹层相互平行并平行于层面层理上见细小植物碎屑

26、和丰富的云母片（图2-2），常形成于浪基面之下或低能环境的低流态中，及物质供应不足的情况下，主要由悬浮物质缓慢垂14向加积沉积而成，此类沉积构造主要发育于三角洲前缘的分流间湾，水下天然堤，前三角洲和浅湖等环境。 （2）平行层理:岩性以中、细粒砂岩为主，纹层厚度一般在0.51.0cm，由相互平行且与层面平行的平直连续为主，有时也见断续纹理组成，纹理可由植屑、岩屑或矿物的成分、粒级及颜色差异而显示（图2-3），常形成于水浅流急的平坦的床砂形态水动力条件下，主要见于较强水动力的河口砂坝和水下分流河道沉积砂岩中。图2-2 水平层理 图2-3 平行层理（3）板状交错层理:见于灰色浅灰色中、细粒砂岩中，主

27、要特征为层系上下界面平直，层系呈板状，层系厚为10-20cm，厚度较稳定,纹层厚度0.1-0.5cm左右，纹理呈连续断续两种，以连续文层为主，纹层面上见细小炭屑、植物碎屑，纹层可向层系底面收敛，夹角常小于10（图2-4），它是沙浪或砂丘床砂形态迁移而形成的，本区常出现于三角洲前缘河口砂坝、水下分流河道沉积微相环境。（4）槽状交错层理及浪成交错层理:岩性为细砂岩、粉细砂岩，发育小型槽状交错层理及浪成交错层理（图2-5）。严格的说槽状交错层理与浪成交错层理是有区别的，由于在岩心上断面有限，层系之间及层系界面特征不清晰，这时就很难区别，但它的特征是横剖面上各层系的底界下凹呈弧形，层系之间相交，层系弯

28、曲及波状起伏，具有明显的槽状侵蚀底界，层面上见有细小炭屑、植物碎屑，偶见小型冲刷面，大多形成于三角洲前缘水下分流河道及河口砂坝中，位于浪基面之上一般由大型不对称的舌状或新月形沙坡迁移而成图2-4 板状交错层理 图2-5 槽状交错层理（5） 沙纹交错层理:主要出现在粉砂岩，泥质粉砂岩中，是多层系的小型交错层理，层理厚3cm，层系上界面为平直形，纹层面不规则，呈断续或连续状，细层向一方倾斜并向下收敛（图2-6），层理面上见细小植物碎屑、炭屑和丰富的云母片，且常与平行层理、板状层理及小型交错层理共生。它是由沙纹迁移形成的，与流水作用有关形成流水交错沙纹层理，与波浪作用形成浪成沙纹交错层理，二者主要形

29、成于水动力条件较弱的环境，如三角洲前缘的分流间湾，水下天然堤、远砂坝和前三角洲。（6）透镜状层理在薄层砂泥互层中可见透镜状层理，透镜状层理是泥包砂的透镜体（图2-7），多数为泥包砂的薄透镜体，呈细砂粉砂级。其形成于水动力条件较弱砂质供应不足，而泥的供给、沉积、保存均比砂有利的条件下。本区主要发育于三角洲前缘的水下天然堤微相中。图2-6 沙文交错层理 图2-7 透镜交错层理（7）粒序层理：以碎屑组分颗粒的粒度递变为特征的层理（图2-8），按上下变化规律可分为正粒序和逆粒序。由于沉积物较细，粒序层理不发育，当砂泥互层时可形成薄的韵律层。层厚度一般为550cm。（8）冲刷面：是高流态下产生的一种层面

30、构造，（图2-9）因岩心体积小、在岩心上只能看到到起状平缓的冲刷面，冲刷面大都出现在水下分流河道底部，其上常见大量再沉积的泥砾。图2-8 粒序层理 2-9 冲刷面2.4 地层精细划分与对比2.4.1 地层划分与对比的原则针对ZC油田DR区的实际情况，以层序地层学理论为基础，采用了延长油田和长庆油田的划分方案：（1）按照区域标志层，结合各井沉积旋回特性，并参照等厚原则划分出油层组。（2）在取心井岩心观察的基础上，按照“旋回对比、分级控制”的原则，对长2油组进行油层亚组的划分与对比。（3）在亚油层组界线划分的基础上，利用自然伽马曲线的细微显示，依据等时的概念，进一步划分出小层，从而保证后期研究所需

31、的垂向单元精度。 2.4.2 地层划分与对比的依据ZC油田DR区钻遇地层由新到老依次为第四系、侏罗系以及三叠系上统延长组，其特征和划分依据简述如下：（1）第四系主要为浅黄色粉砂质黄土及黄土状亚砂土，与下伏地层呈不整合接触，厚度50250m。（2）下侏罗统DR区钻遇的侏罗系只有下侏罗统，岩性主要为浅灰色、灰白色中细粒长石砂岩夹粉砂岩、灰黑色泥岩、砂质泥岩。其中，上部以灰白色细粒砂岩与灰黑色泥岩互层为主，下部则主要为灰白色泥质砂岩、灰黑色砂质泥岩及泥岩互层。其下与延长组第5段（长1油层组）呈不整合接触，二者的界线以电测曲线的突然变化为特征。界线以下长1油层组总体表现为中高自然伽马、自然电位和中低电

32、阻率，界线以上的下侏罗统下部自然伽马和自然电位显著降低，而电阻率明显增大，电测曲线呈钟形或箱形组合。DR区下侏罗统尽管也受到后期抬升剥蚀作用的影响，但残留厚度明显大于余家坪区，其下侏罗统残留厚度变化在250370m间，且由西向东减薄。（3）上三叠统延长组延长组在鄂尔多斯盆地一般可分为5个岩性段（T3y1T3y5）以及长1、长2+3、长4+5和长6等10个油层组（表2-1）。由于长2油层组是DR区的主要含油层段，且区内多数钻井仅钻至长22即完钻，故本次地层划分对比研究以长21油层组为重点。表2-2 ZC油田DR区地层划分简表系统组段油层组亚组第四系更新统离石马兰组侏罗系下统三叠系上统延长组第5段

33、（T3y5）长1第4段（T3y4）长2长21长22长23长3第3段（T3y3）长4+5长6长7第2段（T3y2）长8长9第1段（T3y1）长10 长1油层组：长1油层组主要为一套较厚的砂泥岩互层沉积，岩性主要为浅灰、灰色粉-细砂岩与深灰-灰黑色泥岩、粉砂质泥岩互层夹泥质粉砂岩薄层。该段电性的特征是：自然电位曲线呈箱状和低幅值齿状负异常。自然伽马与自然电位形态相似，一般为60120API。视电阻率齿状中低阻，一般为1080m。砂岩碎屑成分为长石石英等。同余家坪相应层位比较，岩性粒度较细，泥质增多，余家坪区长1段常可见到的具标志层意义的厚层泥岩在本区也未见到。按岩性、电性组合特征又可分为上下两部分

34、：上部主要为浅灰、灰白色长石砂岩夹深灰色、灰色泥岩，自然电位曲线呈箱状和低幅值齿状负异常。下部主要为浅灰色长石砂岩、粉砂岩与深灰、灰黑色粉砂质泥岩、泥岩互层，夹薄煤层或煤线。电测曲线多呈典型的指状组合，自然电位曲线平直或波状起伏，自然伽马曲线呈指状、箱状，视电阻率中低阻，曲线呈锯齿状，局部呈尖峰状高阻。长1油层组在DR区因受后期抬升剥蚀作用影响，残留厚度一般310400m之间，并呈西厚东薄之势。一般不含油，仅个别井见含油显示。 长2油层组：参照前人划分意见，本文将DR区长2油层组划分为3个砂层组（或称亚组），即长21、长22、长23。其划分依据及各层段的界线特征简述如下：A长21砂层组：同余家

35、坪类似，DR区长21砂层组上部与长1油层组分界以长21顶部一套数米十余米的泥质岩或泥岩夹粉砂岩为界线，对应的电性特征为一较高的自然伽马峰值（180250API）和相对较高的电阻率（60100m）。该套泥岩夹粉砂岩顶部即为ZC地区的K9标志层，其岩性为炭质泥岩、煤线夹凝灰岩，测井响应特征为高自然伽马、高声波时差、较高电阻率；该套泥岩夹粉砂岩之下，为厚层-块状灰白色长石砂岩，夹少量粉砂岩或泥质粉砂岩，自然伽马呈低值，并呈箱形或微锯齿状箱形，一般为80120API，自然电位亦呈箱形负异常，视电阻率曲线齿状中高值，一般在1080m。可见这一特征不仅在余家坪区极为明显和普遍存在，在DR区亦同样十分典型和

36、普遍，故亦可作为本区地层对比的标志层之一。（图2-12）为7218井长1与长21界线处的典型曲线。长21砂层组在DR区厚度一般约2345m，平均厚33.6m，是该区长2油层组的主要含油段。图2-10 DR区长1/长21界线特征B长22砂层组：和余家坪相似，DR区长22与长21砂层组的分层是以长22顶部一厚约35m的深灰色泥岩或粉砂质泥岩为界线。该处对应的自然伽马曲线为剑状峰形，一般达11千脉冲/分，自然电位的变化也与之同步，电阻率曲线也表现为一尖峰状，视电阻率值较高。图2-3为子113井长21和长22界线处的典型曲线。图2-11 DR区长21/长22界线特征与长21相比，长22砂层组虽仍以灰白

37、色厚层-块状长石砂岩为主，但泥质夹层较多，并出现较多的浅灰色粉砂岩及泥质粉砂岩。电性特征：自然电位呈箱状或钟状，负异常幅度大；自然伽马曲线齿状低值，一般60110API；视电阻率曲线齿状中值。2.4.3 地层划分与对比的方法DR区长2油层组可划分为三个亚细层组，即：长21、长22、长23。多数井只能见到长21、长22。这里把长21又细分为三个小层，即：长21-1、长21-2、长21-3，见图2-7-3。图2-12 DR区地层划分柱状图2.5 长2油层组沉积环境及沉积相的判识以往有研究认为，ZC油田上三叠统延长组长2及长3油层组属河流相沉积，为晚三叠世湖盆萎缩后沉积演变的产物。本次研究认为，ZC

38、油田DR区长2油层组属三角洲平原沉积，其砂体主要为三角洲平原分流河道砂体。这与目前长庆油田等多数研究的看法是一致的。理由如下：（1）由沉积背景来看，晚三叠世延长组沉积时，湖盆的北部湖岸线大致在乌审旗-靖边-横山-子洲一带（图2-13）。自长7开始到长1沉积时，陕北湖盆尽管经历了一个由深湖、浅湖、三角洲前缘到三角洲平原相的湖退演化历史，但直到长1沉积时湖盆才全面沼泽化，即湖盆最终消亡。因此，处于湖盆边缘的ZC地区长2油层组仍属三角洲沉积。与其毗邻的永坪、青化砭、安塞、下寺湾等油田长2油层经研究认为亦属三角洲平原分流河道沉积（长庆油田石油地质志编写组，1992）。图2-13 鄂尔多斯盆地晚三叠世延

39、长组沉积相图（2）从砂体平面分布形态来看，本区长2油层组也不同于曲流河沉积。其砂体展布显示并不止一条河道，而是存在至少2条分流河道，与三角洲平原分流河道的展布特征一致，说明本区长2油层组并非曲流河沉积，而属三角形平原分流河道沉积。（3） 本区长2沉积无论是长21还是长22均具有河流相下粗上细的二元结构，电测曲线多呈箱型和钟型组合。但其河道砂与河道间沉积厚度之比较大，长21平均达1.9，大于一般曲流河沉积，而类似于辫状河沉积。所不同的是辫状河砂体一般较粗，中粗粒乃至粗粒砂岩和砾岩比较常见，而本区长2砂体沉积较细，多为细粒砂岩和中细粒砂岩。因此，长2砂体在寺湾区（老草湾区）应属三角洲平原分流河道沉

40、积，相当于梅志超等（1988）所称的富砂低弯度河。由此可见，ZC地区长2油层应属三角洲平原分流河道沉积。需要说明的是，由于长2油层组在沉积过程中其分流河道不断发生横向迁移，从而造成分流河道砂体沉积在全区分布十分广泛，以致很难发现完全属分流河道间的沉积。因此为讨论方便，本文将砂层厚度、砂/地厚度比值、砂/泥厚度比值较大的分流河道沉积区称为主分流河道，位于主分流河道之间、砂层厚度、砂/地厚度比值、砂/泥厚度比值均相对较小的沉积区称为主分流河道间沉积。另外，由于老草湾区长2油层组目前较完整钻揭的地层主要为长21和长22砂层组，其中长21砂层组又是老草湾区主要的含油层段，故以下仅主要就长21和长22砂

41、层组的沉积微相和砂层展布加以讨论，并以长21为重点。3 沉积微相研究基本原理3.1 沉积微相的定义沉积微相是在亚相带范围内具有独特岩石结构，构造，厚度，韵律性的剖面沉积特征及一定平面配置规律的最小相单元。3.2 沉积微相的分类及其特征3.2.1 沉积相类型划分通过对研究区部分钻井取心观察及大量测井相分析，确立了研究区长2主要属湖泊三角洲内三角洲前缘亚相、前三角洲亚相沉积，其沉积划分见表（表3-1）。表3-1 DR区长2油层微相类型 沉积相 亚相 微相 代表地区 三角洲 三角洲前缘 水下分流河道 DR区 河口沙坝 水下天然堤，水下决口扇 远沙坝 分流间湾 前三角洲 前三角洲泥 湖泊 滨湖 浅湖泥

42、3.3 沉积微相特征3.3.1 三角洲前缘亚相三角洲前缘亚相是三角洲沉积的主体部分，发育于湖水面至波基面之间，系三角洲平原分流河道进入湖盆内的水下沉积区，河湖共同作用地带，是三角洲沉积体系中砂质沉积物集中地区，含砂量可高达70%，且为油气富集的主要相带。由水下分流河道、河口砂坝、水下天然堤、水下决口扇、远砂坝、席状砂、分流间湾等微相组成。总体上三角洲前缘为向湖方向倾斜，变厚的楔状体，垂向上具有向上变粗层序，即由前缘的远端部分向上过渡为近端部分，构成一个完整的进进积序列。（1）水下分流河道微相水：下分流河道为三角洲平原分流河道的水下延伸部分，单一水下分流河道砂体显示清楚的下粗上细特征，研究区水下

43、分流河道微相主要由底部中砂岩，中上部由中细粒砂岩、细粒砂岩及粉砂岩所组成，具有正粒序剖面结构特征（下图），在沉积构造上从下至上具有底冲刷、粒序层理、平行层理、板状层理及纱纹层理等，砂体频繁侧向迁移加积形成的旋回性正韵律变化。纵向上，常见若干水下分流河道砂体相互叠置组成厚度较大的砂体。在相序上与三角洲前缘河口砂坝、远砂坝密切共生，粒度分布特征以跳跃总体发育为特征。在测井曲线上所表现为自然电位曲线呈箱形、钟形及齿化的箱形、钟形；电阻率曲线视岩层内流体不同幅度可高可低，一般幅度较低时为水层，幅度中高时为油气层。（2）河口砂坝微相河口砂坝是三角洲前缘亚相中最为典型的微相，是河流注入湖泊水体时，于河流的

44、分叉作用及河口与湖水的抑制作用，河流流速骤减河流携带的大量荷快速堆积下来而形成。在垂向上与水下分流河道微相或分流间湾微相密切共生。该微相在研究区不同层段中均可见到，其特征明显表现逆粒序剖面结构，测井曲线呈漏斗状或齿化漏斗状，岩性从下往上由粉砂岩细砂岩中粗粒砂岩组成，砂岩分选、磨圆均较好。沉积构造主要为板状交错层理、平行层理、逆粒序层理、沙纹层理等，也可见到同生变形构造，如砂球构造。粒度分布上以跳跃总体发育为特征，且多呈双跳跃总体，显示同时受河流与湖泊双重水动力作用的影响。河口砂坝剖面结构是识别三角洲前缘的一个重要标志，它的形成一方面是由于在河口处受到河流分叉作用遇阻，粗的沉积物盖在细的沉积物上

45、，另一个原因，随着三角洲不断向湖内推进，河口砂坝逐渐向前推移，依次盖在河口砂坝的尾部和前三角洲泥上，与其它微相共生。河口坝和水下分流河道相互共生是常见的类型之一。在沉积过程中，河口坝可截切早期形成的水下分流河道，也口被后期的水下分流河道截切。前人曾详细描述过此种复合成因类型的砂体形态。当下部是具反粒序结构的河口坝砂体，上为具正粒序结构的分流河道砂体沉积，形象称为“坝上河”，表明在先期接受河口坝沉积之后，河流作用加强，物源供给充足，继续接受水下分流河道沉积。这种河口砂坝为前缘末端河口砂坝。其内部发育板状、槽状交错层理、平行层理和沙纹层理等。当上部是具反粒序结构的河口坝砂体，下部为具正粒序结构的分

46、流河道砂体沉积，形象称为“河上坝”。测井曲线(SP、GR)形态表现为由下到上的钟形或箱形与漏斗形的复合形式。湖泊三角洲中的河口砂坝发育的频率、规模远不能与海相三角洲比，这是因为湖水的密度小于挟泥沙的河水，两者所含的电解质也趋于相同，因而河流入湖后仍能保持较高流速的惯性流体沿湖底水道继续向前流动，并将大部分推移与悬浮载荷带到河口之外的湖区沉积，从而形成以水下分流河道为主的三角洲前缘。但三角洲前缘末端水下分流河道频繁分支后又增加水下分流河道的分叉作用，又促使河口砂坝在末端的发育，研究区长4+51河口砂坝的发育与这种成因有关。（3）分流间湾微相水下分流间湾常位于两个三角洲前缘之间及三角洲前缘内水下分流河道之间与湖水相通的低能沉积区，其沉积物为河流携带的细粒碎屑经湖水扩散而形成。岩性主要为一套细粒悬浮成因的灰绿色、黄灰色细砂岩、粉砂岩及泥质粉砂岩组成，垂向上常常是粉砂岩薄层与泥岩互层，小型交错层理发育。在剖面上常位于水下分流河道或河口砂坝之间，如果上覆水下分流河道冲刷力强，改道频繁，这些沉积物就被冲刷减薄，甚至全被冲