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大 庆 油 田第二期精细油藏描述培训班（黑体小一）大庆油田精细储层描述（宋体一号加粗） 学号：14 姓名：郭鹏二一六年九月五日讲解专家：赵翰卿（打印在封皮背面）目 录第一章 总论11.1 大庆长垣储层描述的任务及工作历程11.2 松辽盆地地层层序、构造沉积演化史及储层沉积背景21.3 大庆长垣萨葡高油层沉积环境、沉积模式和砂体成因类型51.4 油田开发储层描述的思维方式和工作方法11第二章 油层细分沉积相研究方法132.1大庆长垣储层细分沉积相研究方法和程序概述132.2 大庆长垣油层细分对比方法152.3大庆油田储层层理类型与沉积层序252.4 测井储层沉积类型确定262.5 大庆油田储层细分有效相标志323.1储层精细描述技术思路363.2 储层描述方法363.3 沉积相带图的预测性描述方法463.4 河道砂岩复合体中单一河道砂体的识别513.5 河道砂体内部建筑结构研究方法543.6 精细油藏数值模拟563.7 大孔道识别描述方法56第四章 其它相关技术研究614.1 精细油藏三维地质建模技术研究614.2 地震资料精细处理和解释614.3 长垣油田测井曲线标准化和精细测井解释624.4 深入开展老油田储量潜力研究62第五章 总结63大庆油田第二期精细油藏描述培训班第一章 总论1.1 大庆长垣储层描述的任务及工作历程1.1.1 储层任务描述储层是油藏中油、气储集的具体场所，也是油、气勘探和开发的目标与对象。无论在勘探或开发阶段，储层研究都是油藏描述的核心工作，它不仅直接为油、气勘探和开发服务,而且也对油、气勘探和开发起着重要指导作用。开发储层研究的基本任务就是在开发地质学、储层沉积学和渗流力学理论和方法指导下，针对引起油田开发三大基本矛盾的储层空间分布状况和储油物性的层间、平面和层内非均质问题开展研究工作，并结合注水开发中的油、水运动特点，不断深人地认识和揭示储层的本来面目，为选择合适的开发调整措施提供依据，改善开发效果，提高油田采收率。（1）油田开发阶段任务油藏描述的众多对象中最重要的是储层，往往最复杂的也是储层。尤其是在大庆长垣这样的陆相非均质整装大型构造油、气藏中，构造和断层比较简单，裂缝不发育，流体性质及其分布较为规律，成岩后生改造作用也不太强烈，最为复杂的就是这套严重非均质的薄互层型砂岩储层。（2）油田开发以后任务油藏中的许多基础地质工作已经基本搞清，地质研究的重点主要是对储层进行再认识。在勘探和开发设计阶段，仅仅依靠地震和少量探井资料，只能对储层的某些特征建立轮廓性的宏观整体认识，许多具体的特征和属性，尤其是导致油田开发三大基本矛盾的储层三维非均质特征，只能在长期的注水开发甚至三次采油过程中，通过不断加密的钻井资料，大量的开采动态资料，以及对水驱油和三次采油全过程的系统观察逐步加以认识和完善。1.1.2 大庆长垣储层研究历程针对储层在不同开发阶段所暴露出的主要矛盾和油田生产急需解决的地质问题，从沉积成因人手，采用动静结合的方式深入开展储层研究工作，不断完善和深化对储层的认识，是大庆油田储层研究工作的基本做法。回顾大庆喇、萨、杏油田50多年来的储层研究工作，大体经历了5个不同的发展阶段（图1-1）：（1）开创小层对比和油砂体研究阶段（19601973年）（2）应用细分沉积相技术从成因上深入研究储层阶段（19741985年）（3）探索表外储层地质特征，全面认识储层阶段（19861990）（4）密井网条件下的精细储层描述阶段（19912002年）（5）多学科集成化油藏研究阶段（2002年以来）图1-1 大庆油层研究里程1.2 松辽盆地地层层序、构造沉积演化史及储层沉积背景松辽盆地是世界上特大型陆相含油气盆地之一、是中国第二大含油气盆地松辽盆地位于黑龙江、吉林、辽宁三省，面积26104km2，大庆油田占12104km2，划分成六个一级构造单元，31个二级构造单元。松辽盆地具有西部宽缓倾斜、东部褶皱、中部凹隆相间的构造格局，大庆长垣大型反转构造位于两个生油凹陷中间。1.2.1 松辽盆地地层层序松辽盆地是经燕山运动发展起来的一个中、新生代沉积盆地，其基底为东北地槽系海西褶皱带合并基底。沉积盖层从侏罗系至新生界均有发育，总厚度11000m以上，其中白垩系厚度大于7000m，是盆地内主要含油岩系，地表均被第四系所覆盖。地层自下而上依次为：前古生界、古生界、侏罗系、白垩系、第三系和第四系。图1-2 松辽盆地层序地层松辽盆地发育3个一级层序（构造层序），8个二级层序（层序组），在断陷构造层划分4个二级层序和12个三级层序，坳陷构造层划分2个二级层序和15个三级层序，反转构造层划分2个二级层序和3个三级层序（图1-2）。（1）基底松辽盆地的基底主要由古生界加里东、海西期褶皱变质岩系与同期及燕山期花岗岩侵入体组成，属东北华力西地槽的一部分，局部地区出现前震旦系古老地块。（2）侏罗系(J)松辽盆地的侏罗系属于彼此分隔的断陷沉积，其岩性可分为以正常沉积岩为主的含煤建造和以火山岩为主的含煤火山岩建造。自下而上划分为3个组：即火石岭组、沙河子组、营城组，是煤和深层天然气的主要产出层位。（3）白垩系(K)是我国陆相白垩系发育最完整的地层，以湖泊相、三角洲相、河流相碎屑岩为主，夹有油页岩和化学岩沉积。它分布面积广、沉积厚度大，含油气丰富。自下而上分为两个统、七个组：即下白垩统登楼库组、泉头组、青山口组、姚家组和嫩江组，上白垩统四方台组和明水组。（4）第三系（E、N）主要分布在盆地西半部。由一套灰绿、黄绿、深灰色泥岩与砂、砾岩组成。自下而上分为三个组，既下第三系依安组（E3y）、上第三系大安组（N1d）和泰康组（N2t），各组间均为侵蚀间断与超覆不整合接触，与下伏白垩系也为不整合接触。（5）第四系（Q）在盆地内广泛分布，出露全，是第四系发育的标准地区。由亚粘土、亚沙土、沙层及沙、砾石层组成，与下伏第三系呈平行不整合不整合。松辽盆地白垩系到第四系地层发育3个一级层序（构造层序），8个二级层序（层序组），在断陷构造层划分4个二级层序和12个三级层序，坳陷构造层划分2个二级层序和15个三级层序，反转构造层划分2个二级层序和3个三级层序（图1-2）。1.2.2 松辽盆地层序演化对沉积的控制作用松辽盆地一级层序属于构造层序，控制了盆地的类型，二级层序控制了两次大的湖泛沉积旋回，三、四级层序控制了大型三角洲、油页岩及小型湖泊沉积。一级层序主要发育三个层序，在不同时期发育不同类型环境及岩性（图1-3）：层序断陷层序：主要是角度不整合界面，发育基准面短期震荡及小幅度摆动，发育断陷盆地群，火山岩，冲积扇砂砾岩，小型湖泊；煤系地层；层序坳陷层序：主要是平行不整合及整合界面，发育基准面长期旋回及大幅度摆动，发育大型坳陷湖泊三角洲相，重力流，河流相；砂岩，烃源岩；层序反转层序：主要是角度不整合界面，发育基准面短期变化及稳定下降，发育小型湖泊，小型三角洲相，河流相；砂岩，泥岩。图1-3 松辽盆地一级层序演化对沉积控制示意图1.2.3 盆地演化与构造发育史松辽盆地是在我国东北地槽系海西褶皱带合并基底的基础上，经燕山运动重新发展起来的一个大型中、新生代陆相断坳盆地。它的形成和演化大致经历了热隆张裂、裂陷、坳陷和萎缩褶皱四个阶段（图1-4）：（1）热隆张裂阶段（中晚侏罗世）；（2）裂陷阶段（早白垩世登楼库组沉积时期）；（3）坳陷阶段（早白垩世泉头组嫩江组沉积时期）；（4）萎缩褶皱阶段（晚白垩世四方台组下第三系沉积时期）总体来看，松辽盆地的盖层构造主要形成于早白垩世嫩江组末期、晚白垩世明水组末期和早第三纪依安组末期，这三个重要的构造形成期也是三个重要的油气运移和聚集期，而且构造运动都不十分剧烈，仅表现为轻微的褶皱，对油气藏的形成和保存特别有利。此外，侏罗纪末和青一段沉积期末是两个主要断层活动期，自青山口组沉积后断层活动明显减弱，包括断层的数量、断距的大小、断开地层的厚度都逐渐变小，因而也有利于油气藏的形成和保存。图1-4 松辽盆地构造发育阶段1.3 大庆长垣萨葡高油层沉积环境、沉积模式和砂体成因类型1.3.1 萨葡高油层沉积环境大庆长垣油田的主要开发层系是松辽盆地中部含油组合的萨、葡、高油层，它们属于盆地北部沉积体系的大型叶状三角洲及部分下游河流沉积。早白叠世中、晚期，松辽盆地已发育为统一的大型坳陷型湖盆，湖面辽阔开放（属于开放型湖盆），周边各种沉积体系呈环带状展布，盆地构造稳定，均衡沉降运动占据主导地位。萨、葡、高油层沉积时期正处于盆地总体坳陷过程中的一个显著回返和充填阶段，即青山口组水退旋回的中、晚期至姚家嫩江组水进旋回的早、中期，整个盆地沉降速度明显减慢，气候变得相对干燥，周边碎屑物质供给丰富，河流一三角洲沉积十分活跃，湖盆被明显抬升和淤塞变浅，沿盆地长轴缓坡方向自北而南注入湖盆的北部河流体系此时最为发育，并于大庆长垣所在的河湖交界处形成了广阔的三角洲沉积。该三角洲具有典型大型浅水湖盆的沉积特点，其沉积区地形坡度十分平缓，平均只有0.070.95，从陆上向水下平稳延伸，无明显坡度变化，湖底地形也极为平坦。1.3.2 萨葡高油层沉积模式松辽盆地沉积特征为大型叶状三角洲（图1-5），由于坳陷期古松辽湖盆平稳缓慢地沉降，造成湖盆边缘平坦广阔的沉积地形和浅而低能的蓄水体，以及河流明显的建设作用，必然导致单体三角洲沉积物呈薄而广阔的叶片状展布。在大庆长垣范围内，这一三角洲的厚度多为68m，面积可达上千平方公里，它们在纵剖面上近似于层状展布，自陆向湖平缓延伸，倾角极小，没有陡的前缘斜坡，也不能划分出倾角突变的顶积、前积和底积三层构造。但其平面相带分异却比较完善，可划分出宽阔的分流平原、内前缘、外前缘和前三角洲等沉积相带。分流平原上以频繁分叉的树枝状分流河道砂岩为主体，向下游河道数目逐渐增多，规模愈来愈小，其垂向层序多为正渐变或均匀层状。至三角洲内前缘亚相，它们仍以水下分流的形式断续地向前伸展一段距离，并随之出现各种类型的联合前缘席状砂，极少发育厚而分隔的大型河口坝砂体，这些席状砂具有复合渐变或互层状层序。至开阔的三角洲外前缘亚相，仅以薄而广布的反渐变型席状砂为特征，并向前三角洲逐渐尖灭。单体三角洲的生长方式类似于Le Blanc(1972)解释的鸟足一叶状三角洲，由于湖水很浅，其生长过程应当是十分迅速的。图1-5 松辽盆地的大型叶状三角洲和扇三角洲对大庆长垣三角洲沉积模式的认识过程主要分为两个阶段：1、1977年建立P1-4油层“叠瓦状”三角洲加积模式；（1）喇、萨、杏油田的葡14油层为河流三角洲沉积。（2）总的沉积过程是一个水退过程，最大湖岸线位置在南一区一带，以后湖岸线不断向南退缩，河流和三角洲呈叠瓦状向前加积并连为一体。（3）整个葡1-4砂岩组在垂向上是一个连续的三角洲沉积单元，在南一区以北为水上河流沉积组合，南一区以南发育了从底积（葡4层）前积（萨南葡23层、杏树岗葡33葡31层）顶积（萨南和杏树岗的葡122层）完整的三角洲垂向层序。（4）平面上相带的划分是：萨中和萨北地区为泛滥分流平原沉积区，发育着层位不同的中（萨西）、东（萨东）、西（喇嘛甸）三条河流系统，萨南和杏树岗地区均为三角洲沉积区，发育着萨南和杏树岗两个三角洲体系，内部又各分出两个次一级的三角洲体系，即萨南北部和南部、杏北和杏南4个三角洲体系。（5）在葡1-4这个连续的河流或三角洲沉积单元内还可在垂向上进一步划分时间单元。划分的结果是：萨中、萨北地区以不同层位、不同体系的河流旋回层为单元。 （6）平面上各个不同沉积区的地层厚度、时间单元数目不同、砂体沉积类型和非均质特点各不相同，因此，各个沉积区今后应当采用的稳产措施也要有所区别。2、19811983年建立整个S、P油层“叠叶状”三角洲加积模式；认为葡1-4油层在垂向上是由多期河流三角洲沉积物加积而成的（图1-6），在側向上每一期三角洲沉积都是连续广泛分布的薄层叶状体。这一认识符合坳陷湖盆的基本沉积特征，并且与长垣南部及外围油田的沉积特征相吻合。葡1-4油层沉积时期，经历了青山口组末期缓慢湖退姚一段初期急剧广泛湖退中期的稳定后期的小规模湖侵这样一个复合旋回过程，当葡4单元沉积时，湖盆正处于青山口组末期缓慢湖退阶段中的相对扩张（高水位）时期，气候较为潮湿、水量充沛、水域规模较广，沉积了一套坨状三角洲。葡2333单元沉积时期，盆地构造运动开始活跃、北部蚀源区明显抬升，湖盆向南急剧广退缩，盆地中部出现小幅度差异沉降，杏树岗、太平屯、葡萄花一带沉降幅度增大，三肇和古龙地区沉降幅度减小，促使长垣地区沉积厚度增大。同时区域气候明显变干，河流侵蚀作用加剧，粗碎屑供给丰富，并带有大量基岩砾石，在喇嘛甸和萨西等泛滥平原的下游地区可能发育成不稳定的辫状河流体系。图1-6 大型浅水湖盆叶状复合三角洲加积模式图1.3.2 单体三角洲发育模式根据单体三角洲的基本特征，松辽大型叶状三角洲中的所有单体三角洲总体上都属于叶状三角洲大类，但随着沉积条件的改变，各时期单体三角洲骨架砂体的特征会发生一系列变化，呈现出特点各异的沉积模式。在详细识别三角洲沉积类型时，综合考虑了整个三角洲骨架砂体的发育特征和沉积条件，并首先依据三角洲内前缘砂体组合面貌的显著差异，把松辽大型叶状三角洲中的单体三角洲划分为如下4种沉积模式：1 枝状三角洲三角洲内前缘主要由树枝状（或网状）水下分流河道砂体组成，它们是陆上分流河道砂体向前缘相的自然延续，其不同点在于水下分流中厚的河道砂体(通常25 m厚，粒径0.120.15mm,具正渐变或均匀层状层序)呈豆荚状或断续条带状分布，之间由薄的条带状砂体连结（图1-7）。这类三角洲形成在湖水极浅的时期，受气候等因素的影响，湖面波动很大，内前缘的广大区域于枯水期长时间暴露于地表，很少接受沉积。仅在短暂的洪水期被淹没时，才有较多的泥沙从高悬移质的河水中不均匀地充填于水下河道内，形成厚薄断续分布的河道砂体。2 坨状三角洲这类三角洲在其刚刚进入内前缘亚相就出现了大面积发育良好的席状砂，厚度l2m，粒径0.10.14mm，多具复合渐变层序。最突出的是席状砂中散布着许多形态不规则的厚砂坨坨或条带，其局部特征类似于水下分流河道砂，但不能连续追溯其平面上的河道形态和走向（图1-8）。上述特征表明这类三角洲沉积时湖盆水深明显增加，其边缘也处于湖水长期覆盖之下，而且波浪的改造作用显著增强，河流虽然能供给丰富的碎屑物质，但其对三角洲前缘砂体的控制能力却明显减弱。3 枝坨过渡状三角洲这类三角洲的特点介于枝状和坨状三角洲之间，在内前缘水下分流河道砂体之间分布着一些错叠连片状的薄层粉砂和泥质粉砂岩，粒径0.050.10mm，厚度通常只有几十厘米（图1-9）。此类三角洲沉积时，湖泊的水深、能量和边缘覆盖的时间都介于上二者之间，波浪的改造作用虽比枝状三角洲有所增强，但终究还很微弱，只能搬运粉砂级以下的细粒物质，且多数未能将其均夷为连续的席状砂，而河流仍不失其控制作用。4 席状三角洲席状三角洲的整个前缘相近似于一张薄薄的砂席，砂层厚度小，面积较大，主要由厚lm左右的细粉砂岩组成，粒径小于0.13mm。不能明显地区分出三角洲内、外前缘亚相，仅在湖岸线附近有少量小型水下分流河道砂体（图1-10）。表明其沉积时期河流能量弱小，碎屑物质供给不足；其次是沉积速度较慢，湖泊的改造作用强烈而充分。从席状砂厚度较薄和顶部发育有薄的钙积层等特征来看，沉积时水体深度要比坨状三角洲内前缘明显变浅，它很可能是三角洲废弃后破坏期的产物。图1-7 枝状三角洲沉积模式图图1-8 坨状三角洲沉积模式图图1-9 枝-坨状三角洲沉积模式图图1-10 席状三角洲沉积模式图1.4 油田开发储层描述的思维方式和工作方法1.4.1油田开发储层描述的任务根据我国油田的注水开发实践，油气藏地质特征应包括如下几方面：（1）油气藏的构造形态和规模、断层分布状况与密封性、裂缝特征与发育程度；（2）储层与隔、夹层的岩石性质和结构、几何形态、规模或连续性，储层各项属性的非均质性，或储油能力、渗流能力、润湿性和敏感性的空间分布状况及其在油田开发过程中的变化；（3）储层内油、气、水的空间分布状况、物理化学性质及其在油田开发过程中的变化；（4）油、气地质储量；（5）油气藏的温度和压力场，水体规模、天然驱动方式与能量；（6）与钻井、开采和集输工艺有关的其它地质问题。1.4.2 油田开发储层描述的工作方法（1）基础理论和资料（2）基本工作方法和技术（3）工作程序根据大庆油田的实践，陆相非均质大油田开发储层描述的工作程序可概括如下：1）开发设计阶段；2）方案实施阶段；3）开发初期-开发调整阶段；4）高含水后期-三次采油挖潜阶段。1.4.3 开发储层描述的思维方式（1）基本思维方式地学的最大特色是其描述性，由于地质作用的复杂性、长期性和影响因素的多样性，使得许多地质现象具有多解性、不确切性、甚至是不可知性(据于兴河教授“油气储层沉积学”内容稍加修改)，这就导致开发储层描述的方式方法，尤其是其思维方式也会有许多与众不同的地方。主要包括以下方式：1）形象思维与逻辑推理是储层描述的基本思维方式2）形象思维与逻辑推理必然导致预测性储层描述3）开发储层描述必须建立正确的地质时空观4）开发储层描述的辩证思维5）开发储层描述更需要创造性思维目前的许多地质方法、理论还不够完善，或者比较宏观笼统，不能完全满足开发储层描述的需要，必须自己去探索、去创造。此外，油田开发还在不断地深入，随时随地都会产生许多新的课题等待我们去研究，“生产的需要就是无声的命令”，这是石油地质工作者的光荣传统。因此，开发储层描述更需要创造性思维，需要开创性探索精神。第二章 油层细分沉积相研究方法2.1大庆长垣储层细分沉积相研究方法和程序概述2.1.1储层细分沉积相研究方法松辽盆地属于大型河流-三角洲体系，在油田开发阶段，储层研究的内容十分广泛、丰富，而且由于不同油田地质特点的差异，也会各自有所侧重，但大体上可以归纳为以下几个方面：（1）砂泥岩的旋回性、成层性与叠置方式，砂质岩纵向上的组合状况、发育程度的差异、连通状况以及夹层的稳定性等层间非均质问题。（2）砂体的沉积体系、相带位置、成因类型、几何形态、规模、方向性与连续性，砂体间的组合模式与连通程度等平面非均质问题。（3）砂体内各种结构特征的空间分布规律，如不渗透或低渗透薄夹层的分布方式与连续性，孔隙度、渗透率、含油饱和度的大小、空间分布规律与渗透率的方向性，碎屑颗粒的大小、含量、分选状况及其空间排列的方向性和韵律性，砂岩的胶结程度、胶结物的种类与含量，孔隙结构特征及其空间分布状况，粘土矿物的种类、含量及其在孔隙中的充填方式，层理的规模、类型及其排列方式、方向等层内非均质问题。这些内容总括起来就是储层的宏观分布状态、内部建筑结构和非均质问题。2.1.2大庆长垣油田储层细分沉积相研究程序在对大庆长垣萨尔图、葡萄花和高台子油层的研究实践中，总结出一整套油田细分沉积相研究方法。其基本研究思路是利用油田密井网的大量测井和岩心资料所反映的各种分层特征和指相标志，重点解剖成因单元的划分对比与单元内砂体的空间分布状态和连通状况，参照现代沉积理论、沉积模式和概念，以“将今论古”的方法恢复古代砂体的沉积环境、成因类型和非均质特征，并采用“动静结合”的研究手段，依据分层开采动态资料，深入探讨各类砂体在油田注水开发过程中的动态表现和油水运动规律，为改善油田开发效果提供科学的地质依据。这一方法的成功推广应用，为油田地质研究工作开辟了一条新的途经。大庆长垣油田储层细分沉积相研究的工作程序可概括如下：（1）确定区域沉积背景根据盆地区域沉积背景的研究成果，圈定油田所处的沉积体系和总体沉积环境、相带位置。（2）细分沉积单元采用相控旋回等时对比方法划分、对比沉积单元。即在“旋回对比、分级控制”的原则下，首先将整套储层划分、对比到全油田可稳定追溯的最小沉积单元砂岩组（三级旋回）；然后再根据各地区不同砂岩组内主体砂岩的沉积类型，粗略判断各单元最大可能的沉积环境，并采用“不同相带区别对待”的“相控对比方法”，将储层分区划分、对比到河流或三角洲的单一旋回层成因单元（四级旋回），并以此做为油田沉积相研究的基本做图单元。（3）绘制成因单元砂体分布图在上述选定的做图单元内，依据每口井测井曲线形态所反映的沉积旋回性质、砂体发育程度（即砂层厚度和储层物性）和侧向演变关系，确定各井点主体砂岩的沉积类型，并参照现代沉积模式，在井位图上连续追溯描述各类自然砂体及其间泥质岩的平面或剖面几何形态与分布组合面貌。（4）确定具体沉积环境、划准相和亚相依据自然砂体的几何形态与分布组合面貌，结合岩芯与测井曲线形态所反映的各种指相标志，确定出泛滥平原、三角洲分流平原和三角洲内、外前缘等具体沉积环境与相和亚相的分布状况。（5）进一步确定微相和砂体成因类型，探讨砂体内部非均质特特征在亚相带划分的基础上，依据现代沉积理论和现代沉积砂体的各种特征进一步确定各自然砂体的微相类型和砂体成因类型。探讨各类砂体的加积方式、内部结构与非均质特征，建立砂体非均质模式。（6）建立沉积模式，总结砂体分布组合规律分析不同沉积条件下各相带不同成因砂体的组合方式及发育状况，建立河流或三角洲的沉积模式，并进一步研究各类砂体在油田纵横向上的分布组合特征，对油田进行分区、分段的综合描述。（7）研究各类砂体的水淹特征和剩余油分布状况应用油田分层动态资料，研究不同开发阶段各类砂体的水淹特点与剩余油分布状况，研究各类砂体的地质储量及可采储量，评价各类储层的开发效果，并提出相应的调整挖潜措施。2.2 大庆长垣油层细分对比方法与已知区域标准剖面地层（油层）的划分状况进行对照比较，建立新区、新井地层（油层）的层位关系、名称和编号的过程，就叫作地层（油层）的划分和对比。2.2.1湖相“旋回对比、分级控制”的小层对比方法油层对比的精细程度是认识油层的关键，“旋回对比、分级控制”的小层对比方法突破了国内、外长期以来单纯依靠标准层大段整体对比、大平均笼统认识储层的传统做法，实现了分小层精细认识地下储层。2.2.1.1 “旋回对比、分级控制”的理论依据（1）旋回性是沉积岩普遍具有的基本特性，旋回等时对比是认识沉积岩层位(空间分布)特征的基本手段。（2）地壳升降运动（内动力）、气候和水流强度的周期性变化（外动力）是控制沉积旋回的基本动力，他们共同作用的结果使沉积岩普遍具有多级次的旋回性。（3）沉积旋回的级次越高稳定分布的范围越大，可对比性越强；反之，可对比性越差。2.2.1.2 喇、萨、杏油层划分：沉积旋回的划分：喇、萨、杏油田包含整个萨、葡、高油层在内的沉积旋回被称为一级沉积旋回，直至包含单一油层的最低级沉积旋回，共分为四个级次。油层层组的划分：萨、葡、高油层按其油层特征的一致性，可分为油层组、砂岩组、小层三个级别。二者的关系是：一级沉积旋回包含了整套萨、葡、高油层，二级沉积旋回包含几个油层组（岩性相近的岩相段），三级沉积旋回与砂岩组层位大体相当，四级沉积旋回中较粗的含油部分相当于小层(单层)。每个小层都具有相对稳定的层位，上下两小层之间0.5米厚的泥岩夹层面积应50%，连通面积应30%。2.2.1.3 油层对比准备工作（1）对比资料选用：大庆油田通常选用2.5大米底部梯度视电阻率曲线、自然电位曲线、微电极曲线（表2-1）。表2-1电测曲线反映岩性及其组合特征的比较电测曲线反映岩性及其组合特征的比较电测曲线优点缺点2.5m底部梯度电极曲线（1）能反映各级旋回的组合特征及各单层分界面（2）能明显地反映出标准层的特征（1）小于1m的层与过渡岩性层反映不明显（2）高阻层附近岩层易受屏蔽影响0.45m底部梯度电极曲线特点与2.5m相近，适用于高阻薄互层油层反映沉积旋回组合不够清楚自然电位曲线（1）能反映各级旋回的组合特征（2）能明显地反映各类岩性的孔隙、渗透性（1）不能区分渗透性相似岩性不同的岩层（2）岩层界面反映不明显（3）幅度值受厚度、钻井液性能影响大微电极曲线（1）能清楚的反映各个薄层的界面（2）能够反映砂岩、泥岩及泥质粉砂岩、粉砂岩、含钙质岩层的岩性特征（3）能反映各类岩性的孔隙、渗透性不能清楚的反映各级旋回组合特征（2）岩电关系研究：主要研究各种岩性、岩性组合与旋回性、各种垂向接触关系和旋回界线在测井曲线上的表现形态，并且确定旋回界线的具体划法：如正、反、复合旋回的划分。（3）标准层（辅助标准层）选则：喇萨杏油田一级标准层有：嫩二段底油页岩、萨零萨夹层（图2-1）、萨萨夹层（图2-2）、萨7钙质层、葡4底泥葡5顶部钙质层、葡7底部钙质层（图2-3）、葡10底泥（图2-4）高顶部钙质层、高9底泥高10顶部钙质层。2.2.1.4 “旋回对比，分级控制”小层对比方法的操作要点（1）以标准层划分油层组；（2）以三级沉积旋回划分砂岩组；（3）以四级沉积旋回划分对比小层。各级层组的划分对比均要掌握其内部岩性或岩相的组合类型、演变规律、旋回性质和测井曲线组合特征，以标准层（或辅助标准层）和稳定泥岩为界线进行对比，在砂岩组内应按照“岩性相近、层位相当、曲线形态相似、厚度比例相等”的关系进行小层对比（图2-5）。图2-1 嫩二段底油页岩图2-2萨萨夹层图2-3 葡7底部钙质层图2-4 葡10底泥图2-5 大庆油田萨尔图油层砂岩组级旋回对比图2.2.2 河流三角洲沉积的油层对比方法“旋回对比”是碎屑沉积地层对比的基本方法，对河流三角洲相沉积也普遍适用，只是其“旋回层”的发育特征比简单的湖相沉积要复杂得多。我们系统地建立了河流三角洲沉积“旋回对比、分级控制，不同相带区别对待”的小层对比方法。“旋回对比”并不意味着就是等厚对比。2.2.2.1 油层对比方法的要点（1）总的原则是以标准层控制下的“旋回对比、分级控制”的小层对比方法为前提，首先划分对比油层组和砂岩组，在砂岩组内部再根据河流三角洲沉积的不同相带砂体发育的不同模式，分别采取相应的方法划分对比沉积单元（指河流或三角洲的一次旋回沉积层）。（2）在三角洲外缘相及稳定的湖湾和滨外坝沉积中（图2-6），仍以小旋回的界线为控制，按照同一小旋回内的席状砂砂体层位稳定、岩性相近、曲线形态相似、厚度比例相等的特征划分对比小层。图2-6 三角洲外前缘加积模式（3）在泛滥分流平原相（包括枝状和干枝状三角洲的内前缘相），采用以完整或不完整的一次河流旋回层的界线为层位控制（图2-7）。图2-7 泛滥平原加积模式按照同一沉积单元内河流相的透镜状砂体厚薄不等、宽窄不一、岩性突变、曲线形态各异和波状起伏的层位特征划分对比沉积单元；泛滥平原相为大型曲流带或辫状河的宽透镜状砂体在剖面上呈“之”字形交错叠置或切割的模式；分流平原枝状三角洲内前缘相为数条层位相当、规模较窄的分流河道砂岩透镜体（图2-8）。图2-8 分流平原加积模式（4）三角洲内前缘相对比方法（图2-9）：对其大面积相对稳定分布的席状砂；采用原湖相小层对比方法，且小层划分结果不变；对其中散在的又互相切割的水下分流河道或河口等厚砂体，采用河道砂岩的划分对比方法。图2-9内前缘加积模式（5）考虑沉积单元在注水开发中的相对独立性和测井曲线的可分性，两个单元之间的、类夹层井数应占全区总井数的50%以上，且两期河道砂岩之间连通的井点（无夹层或只有类夹层）应小于每期河道砂岩总井数的50%。（6）属于截然不同沉积环境的砂体不能划于同一单元里。如萨东地区的葡3与萨西的葡23砂体。（7）由于河流三角洲体系的沉积单元从湖盆边缘向湖盆中心逐渐增多，数目不统一，因此不能在整个油田统一划分沉积单元，只能在各个开发区或沉积体系内分区灵活划分沉积单元。2.2.2.2 河流相沉积单元划分对比中的问题（1）正确认识单一河流旋回层的特征河流相沉积单元的划分是以河道沉积物为着眼点，砂岩组内剖面上有几期厚度适中、旋回性相对完整的河流旋回层的叠置就划分为几个沉积单元；（2）多期河流旋回层的特征与单元划分认为不完整旋回层与叠加型复合砂岩体是河流沉积的普遍特征，并把河道厚砂岩划分为独立型、深切独立型、叠加型和切叠型4种类型；（3）认识旋回界线的标志夹层和冲刷面是识别河流旋回界线的两个重要标志，二者往往又是密切共生的。（4）认识曲线的可分性与完整性通常认为有、类夹层存在时曲线多是可分的，而类夹层存在时可分性则不明显。而曲线的完整性则必须通过剖面对比，并参照河道砂岩的基本沉积特征来确定。（5）对无界线层的处理（6）对“骑墙层”的处理；（7）要结合相带图的编制反复对比；2.2.2.3 不同性质小旋回界线的划分（1）正旋回河道砂岩从底部冲刷面（曲线上的突变点位于微梯度曲线的半幅点，即测井解释的河道砂岩底界）开始，向上突然出现河道厚砂岩，砂岩顶部可逐渐或突然地变细，并被下一个冲刷面所截断。小旋回划于紧邻的两个冲刷面之间，夹层归于下部正旋回。当上部为大段泥质岩或缺少河道砂岩时，其顶界可通过邻井对比划于层位相当的细粒泥质岩处（图2-10）。（2）反旋回席状或坝状砂从席状或坝状砂与其上部泥质岩的突变面（曲线上的突变点同样是微梯度曲线的半幅点，或测井解释的席状或坝状砂岩顶界面）开始，向上首先出现泥质岩，并且砂质岩含量逐渐增加，最后出现席状或坝状砂，砂岩顶部又被下一个突变面所截断。小旋回划于两个突变面之间，底部泥质岩归于上部反旋回（图2-11）。（3）复合旋回席状砂或河道与席状砂组合：小旋回的顶底皆为泥质岩，并向旋回中部岩性变粗，砂岩含量增加。一种组合是砂泥岩薄互层，一种是典型三角洲前缘组合上部小河道砂切割下部席状砂组合。小旋回界线划于顶底两个相对稳定泥质岩的低值处（图2-12）。（4）大段厚砂岩组合可通过判断厚砂岩的成因类型进行沉积单元的合理划分。本油田常常出现深切独立型、切叠型或叠加型厚层河道砂岩，而罕见砂坝型厚砂岩组合。（5）大段泥质岩或大段薄互层组合此时岩层的旋回性不清晰，必须通过邻井地层对比，参照地层厚度的协调性，单元界线可划在相应的泥质岩底值处。（6）骑墙层如遇层位明显跨越两个沉积单元的河道砂岩时，可通过相邻诸剖面的连续追溯对比，确定其如为一条独立的河道砂岩，则可根据其与相邻两单元砂体的亲疏关系，整体决定其单元归属。否则，可灵活处理（图2-13）。图2-10 正旋回河道砂岩图2-11 反旋回席坝图2-12 复合旋回席状砂图2-13 识别不同河道砂体的层位参考2.2.2.4 河流三角洲沉积砂体连通关系河流三角洲沉积砂体成因类型和分布特征比较复杂，判断砂体间的连通关系也要困难些，按照不同相带区别对待的原则，从砂体形成机制入手，通过砂体成因类型、发育程度、规模、相变关系和接触关系全民分析，综合判断各类砂体间的连通状况，并对其复杂沉积类型的油层采用了“分类对比、逐步完善”的办法。根据砂体成因类型和井间对比的可靠性，把河流相砂体井间的连通关系划分成两大类：类连通：指层位相对应的同单元同一亚相内砂体的连通；类连通：指不同亚相间或不同河道砂体间的连通，初次井间对比可靠程度较低，而且即使砂体互相连通，多半也没有I类连通那么好。类连通关系进一步判断的方法：（1）河道砂与河间砂体的连通关系（2）不同河道砂体间的连通关系：a、同单元同层位的不同河道砂体；b、同单元不同层位的河道砂体；c、不同单元的河道砂体。河道砂与被切割的河间砂是否连通，取决于其间是否有废弃河道充填的泥质遮挡，这主要与河型和具体沉积部位有关（图2-14），不同河道砂体间的连通关系有时难以判断，一般情况下，两条高弯曲河流砂体往往以其外侧-凹岸处相接触，其间常因牛轭湖的遮挡而不连通（图2-15），两条低弯曲或顺直型河道砂体，或因砂体过窄于井间断开造成不连通，或因砂体较宽于井间互相切割而连通（图2-16），应以区域性总的趋势对砂体宽度给以正确估计，不同单元的河道砂体只有在深切独立型或切叠型厚砂岩出现时，上下两条河道砂体之间才会互相连通（图2-17），而层位刚刚接触的两期河道砂体往往不连通（图2-18）。图2-14 河道与河道砂体的连通关系图2-15 曲流河道砂体间连通关系判断图2-16 低曲率-顺直河流不同砂体连通关系图2-17 切叠型厚砂岩单元间连通类型图2-18 层位搭边的两期河道砂体不连通2.2.3 沉积旋回与T.A.Cross基准面旋回方法对比（1）在研究内容、精细程度和功能方面“高分辨率地层对比”与“小层对比”，二者均属于地层学中的精细地层划分、对比技术范畴，目的都是要建立以成因单元（短期旋回与小层或单砂层都是油田范围内可对比的最小进积/加积成因地层单元）为基础的高分辨率等时地层格架。当应用的资料和研究的对象相同时，两种技术达到的精度也应该是一样的。（2）技术原理Cross的高分辨率地层对比技术依据的是由各种地质动力（构造升降、海湖平面变化、沉积物供给与气候变化等）综合作用引起的基准面变迁所导致的可容纳空间变化过程与地层的响应原理（即沉积动力学过程地层响应原理），而小层对比技术依据的则是由内、外地质动力引起的陆相盆地多级次震荡运动学说和湖平面变化原理，二者虽然表述的方式不同，但是都充分运用了沉积学的理论和方法，所划分的地层基准面旋回和沉积旋回都具有多级次性，而且对旋回的主控因素及稳定性的论述也完全相同。（3）操作方法和操作程序高分辨率地层对比技术虽然依据的是基准面旋回可容纳空间变化原理，划分的是基准面旋回，但基准面旋回和可容纳空间的变化本身是抽象的，是无法具体操作的，实际工作中必然要依据其在地层中的记录沉积旋回来划分，这就使其与小层对比不可能有什么本质上的区别，二者在具体操作中实质上都是沉积旋回对比，只是Cross对所划分的沉积旋回直接附加了沉积动力学成因的概念，而小层对比所划分的沉积旋回只是隐含着沉积动力学成因。2.3大庆油田储层层理类型与沉积层序层理是碎屑岩普遍具有的重要沉积特征和指相标志，它直接反映了沉积环境的水动力条件。层理在地层中的垂向演化序列沉积层序是认识碎屑岩储层形成机制和非均质特征的基本手段。正确识别储层层理类型及其沉积层序是储层研究的重要基础工作。2.3.1 松辽湖盆大型河流三角洲沉积的层理类型结合大庆长垣油田的具体沉积特征，把松辽湖盆这一大型河流三角洲沉积的层理类型重新划分为交错层理（图2-19）、波状层理（图2-20）、水平层理（图2-21）、块状构造、准同生变形（图2-22）与破坏构造5大类、24种类型。2.3.2松辽湖盆大型河流三角洲的基本沉积层序在大庆长垣油田的萨、葡、高油层中目前共识别出11种不同成因的沉积砂体，从主导形成机制上可以把它们划分为两大类砂体：即以单向水流沉积作用为主的河流相砂体和以波动水流沉积作用为主的三角洲前缘相砂体。前者包括泛滥分流平原相的所有河道与河间砂体，以及水下分流河道砂体，后者包括湖岸线以下的各种席状砂与砂坝砂体，二者具有完全不同的沉积层序。总体来看，河流相沉积具有明显的正渐变型沉积层序：自下而上沉积物的粒度和岩性都在变细，层理规模变小。层序底部均由冲刷面开始，上覆粗大的河底滞留沉积物（多由泥砾、钙砾、火成岩砾和砂组成），向上变为河道充填的厚层砂质岩，最后顶部结束于泛滥沉积的块状泥质岩。整个层序的特征反映了河流由水道沉积转变为泛滥沉积过程中水流强度的明显减弱。这一层序中总共出现有21种不同类型的层理，图2-23是把这些层理按照各自的规模及其所反映的水流强度、流动方式和可能产出的层位进行综合排列组成的一个理论沉积程序。与此相比，三角洲前缘相沉积则具有明显的反渐变沉积层序：自下而上沉积物的粒度和岩性都在变粗，层理规模变大。层序底部可由细小的前三角洲湖相水平层理的泥质岩沉积开始，逐渐演变为较粗的三角洲前缘相波状和交错层理的砂质岩，最后又被三角洲间湖湾或沼泽等细粒沉积物所覆盖。反映了三角洲向湖盆建设，湖水逐渐变浅，能量逐渐增强，而后来又被废弃的沉积过程。这一层序中总共出现有24种不同类型的层理，图2-24同样是这些层理所组成的一个理论沉积程序。上述沉积层序是松辽湖盆大型河流三角洲的两个基本沉积层序，它为我们在岩芯中识别两大类砂体的沉积特征建立了清晰的概念。2.4 测井储层沉积类型确定根据测井曲线类型与形态，可以确定砂体沉积类型，利用不同的代号代表不同砂体沉积类型，通常表示如下（图2-25）：A1代表底部突变、具正旋回组合的厚层砂岩，它往往是主河道或河道主体带的沉积；A2代表底部突变、具正旋回组合的中厚层砂岩，它往往是河道边部、废弃河道或决口小河道沉积；B1代表顶部突变、具反旋回组合的厚层砂岩，它常是砂坝主体带沉积；B2代表顶部突变、具反旋回组合的中厚层砂岩，它常是砂坝边部或小型砂坝沉积；C代表各种薄层或薄互层状砂岩，其旋回性质或是不明显，或是可为各种旋回组合，它们多属于各种席状砂沉积；D代表各种环境中的泥质岩沉积。图2-20 波状层理示意图图2-21 水平层理示意图图2-19 交错层理示意图图2-22 准同生变形层理示意图图2-23 河流相层理序列图2-24 三角洲相层理序列图2-25 不同类型砂体测井曲线具不对称复合旋回组合的厚层、中厚层砂岩的沉积类型，可由其主体砂层（优势相）的旋回性质来确定，如带反旋回底座的正旋回厚层、中厚层砂岩的沉积类型应该属于A型，带正旋回小帽的反旋回厚层、中厚层砂岩的沉积类型应该属于B型。A、B、C各类沉积的厚度标准往往因相带和层位而异，通常是在同一亚相带内通过相互比较来确定的（要同时比较砂岩的厚度和物性的好坏），大庆长垣油田每一期河流三角洲沉积的席状砂有效厚度通常2.0m，坝状砂为25m，河道砂为210m，A2与A1、B2与B1之间没有明显的厚度界线，多是通过相互比较来识别的，部分小河道或废弃河道砂的厚度可薄至12m。2.4.1测井方法确定湖岸线、亚相带、微相2.4.1.1大庆油田划相标志优选大庆油田广泛应用的是以测井曲线的形态来划相，这也是近年来新出现的划相标志。测井曲线形态实质上反映了油层的沉积层序和旋回性质，它的优点是可以取得大量的资料，便于快速直观地进行单井单层划相和平面上相的追溯对比。目前，大庆油田常用的有自然电位、视电阻率、微电极等3种测井曲线。从成因单元自然砂体的几何形态、方向性、连续性与分布组合面貌的分析中，清楚地看出各种沉积环境在侧向上的演变及其间的具体界线，从而较好地解决了湖岸线和亚相带的准确划分问题。2.4.1.2湖岸线及亚相带划分方法随着沉积条件的频繁变化，每期三角洲中的骨架砂体都会表现出不同的沉积模式，尤其是三角洲内前缘相，因此，在应用砂体几何形态与分布组合面貌划分湖岸线和亚相带时也必须具体对待：（1）坨状三角洲在湖盆边缘水体较深、基本处于常年水域覆盖的坨状三角洲沉积中（图2-26），把上游端连续的条带状河道砂体与大片泥质岩沉积组合区划为分流平原相，而与之毗邻的大面积席状砂开始出现的位置则为湖岸线所在。在湖岸线以下，则把河口区与大量豆荚状、坨状水下分流河道沉积的厚砂体密切共生的席状砂与远离湖岸线、类型单一的席状砂之分界线做为三角洲内、外前缘相的分界线。（2）枝状三角洲在湖盆边缘水体极浅、常常季节性干涸的枝状三角洲沉积中（图2-27），把上游发育良好的连续条带状河道砂与其下游窄小而断续分布的河道砂的交界处定为湖岸线。在湖岸线以下，把与断续状河道砂相毗邻的大面积席状砂开始出现的位置定为这类三角洲内、外前缘相的分界线。（3）过渡状三角洲在过渡状三角洲沉积中（图2-28），把上游发育良好的连续条带状河道砂与河道砂开始断续成豆荚状、并出现大面积错叠连片状薄层粉砂岩和泥质粉砂岩的交界处定为湖岸线，而把豆荚状河道砂基本消失、错叠连片状薄层粉砂岩和泥质粉砂岩演化为相对稳定的粉细砂岩席状砂的位置作为该类三角洲内、外前缘相的分界线。（4）破坏性三角洲在破坏性席状三角洲沉积中（图2-29），湖岸线的位置应以大面积薄层席状砂的出现为依据，以河道砂的尖灭线分出三角洲的内、外前缘相。在湖岸线向陆地显著凸进的三角洲间地区，大面积薄层席状砂、钙积层或泥质岩沉积区均可定为三角洲间湖湾亚相。在三角洲外前缘相的末端，可把前缘席状砂的最终尖灭线定为三角洲外前缘与前三角洲半深湖相的分界线。在陆上沉积环境中，当发现大量分流河道砂明显向上汇聚，或砂体数目显著变少、规模迅速变大的地方可视为分流点，从而划分出河流的泛滥平原与三角洲的分流平原之界线，如无上述清晰现象，统称之为泛滥分流平原相也无妨。图2-26 坨状三角洲沉积模式图2-27 枝状三角洲沉积模式图2-28 过渡状三角洲沉积模式图2-29 席状三角洲沉积模式2.4.2 砂体成因类型确定依据单井主体砂岩测井曲线沉积类型所绘制的成因单元自然砂体分布图，虽然主要反映的是储层小旋回的性质、沉积层序和砂体发育程度（即砂层厚度和储层物性）的差异，但其实质上描述的是砂体的形成机制或微相类型区别。2.4.2.1 沉积微相的确定当亚相带确定以后，仿照现代沉积模式，便可将各种自然砂体转换为相应的沉积微相或微相组合。如在分流平原相中，可将A1、A2类砂体定为分流河道微相（含决口水道微相），C定为分流间薄层砂微相组合，D定为分流间洼地微相。（1）三角洲内前缘相如为枝状三角洲模式，则A1、A2类砂体可定为水下分流河道微相，C视砂体形态亦可定为水下分流河道微相，或分流间薄层砂微相，D仍定为分流间洼地微相；如为坨状或过渡状三角洲模式，则A1、A2可定为残留水下分流河道微相，B1、B2可定为河口砂坝微相，C可定为内前缘席状砂微相，D可定为内前缘淤积微相。（2）三角洲外前缘相B1、B2可