测井地质报告

1、测井层序地层学研究与应用 测井地质学课题读书报告 序言 随着地质分析技术和勘探技术的不断前进，层序地层学正朝着高分辨率方向发展，地震资料 的分辨率已远远不能满足实际需要，而测井资料由于分辨率高、频带宽、高频成分多，正得到越 来越广泛的应用。 应用测井资料进行层序的判断，类型的识别及界面的划定是进行层序地层分 析的重要内容，本文以测井资料为基础，采用以Vail为代表的层序地层学学派以地层不整合面 或与此不整合面相对应的整合面为层序边界，尝试了一些新方法，力求通过测井分析准确识别出 小规模旋回并划分其界面，对大规模旋回如层序，超层序等则结合地质和地震分析进行综合判断。 本文在前人研究的基础上从测井

2、曲线中提取了一些辅助参数，设计了砂泥比累计趋势法和几种基 于测井资料的频谱分析方法，即通过时频(深频)转换研究频谱信息特征及其与高频层序的关系。 频谱分析方法包括深度域分频扫描，深度域全频扫描，主频分析和滑动窗法。并以砂泥比累计趋 势法，深度域分频扫描法和滑动窗法为核心，开发了通过测井资料进行层序地层自动划分的处理 软件。在实际工作中取得了较好的效果。 一、层序地层学的意义 层序地层学通过对地震、测井和露头资料的分析，研究在构造运动、海 面升降、沉积物供应和气候等因素控制下，造成相对海平面的升降变化及其 与地层层序、层序内部不同级次单位的划分、分布规律；研究其相互之间的 成因联系、界面特征和相

3、带分布。以建立更精确的全球性地层年代对比、定 量解释地层沉积史和更科学地进行油藏以及其他沉积矿产的钻前预测。 二、规模分级 上述作用按其规模可以分为六级：持续时间大于5000万年的称为一级周期，5005000万年的为二级周期，50500万年 的为三级周期，1050万年的为四级周期，110万年的为五级周期，小于1万年的为六级周期。 一级周期的起因是地壳的拉张、负载引起的地壳下挠、地壳的热冷缩等，其地层记录表现为沉积盆地的形成与发展；二 级周期的起因是板块边界的调整、热的扰动、大洋盆体积的变化等，表现为大规模的海进-海退旋回、大规模的大陆淹没；三 级周期的起因是局部或区域性的应力释放、气候的变化、

4、水体体积变化引起的海平面相对变化，地层记录表现为褶皱、断层、 岩浆活动、刺穿作用和层序地层学的基本单位沉积层序的形成；第四、五、六级周期的起因分别是气候和水体体积的变化、 地球轨道偏心率的变化、地轴倾角的变化以及岁差引起的米兰科维奇频率。 一般认为，海平面的升降是全球性的，而构造活动是地区性或区域性的。尽管后者的强度通常明显地大于前者，但是构 造活动只能增强或削弱层序的边界不整合面和层序内部的沉积间断面，但不能制造这些面。 层序地层学主要根据露头、测井、地震资料和高分辨率的生物地层学断代资料，进行沉积层序分析，解释层序、体系域、 准层序，建立年代地层框架；根据层序边界编制构造沉降和总沉降曲线，

5、并解释盆地的地质历史 将板块碰撞或离散事件、重大海进-海退旋回、岩浆活动、重大不整合面等构造事件与地层特征联系起来，进行构造-地层 综合分析，划分构造-地层单元、编制相应图件、利用计算机模拟它们的发展历史 研究层序内部的不同绥次地层单位，包括沉积体系域、沉积体系、准层序组和准层序。确定其地层分布模式和相带分布； 编制年代地层框图、海面升降曲线、古地理图件、岩相图件等，以进行综合解释 圈定有利生油和有利于形成油藏的地段，提出可供勘探的井位，圈定有利于形成其他矿产，如煤、铁、磷灰石等沉积矿 床的地段，提出可供勘探的靶区。 层序地层学的诞生，提出了一系列新的概念。依照这些新概念，几乎一切与沉积地质学

6、有关的学科，都要接受重新检验 和研究。 层序地层学下一步重要发展方向是建立和完善不同构造、环境背景下的不同级次的层序地层模式，特别是目前研究薄弱 的陆相环境以及元古宙的模式；改进和完善全球海平面相对变化曲线，以及统一的年代地层表；在层序地层学理论与高分辨 率地震岩性勘探和计算机技术相结合的基础上，实现油藏、气藏、煤田和沉积矿床等的钻前预测和合理的资源开发。 三、测井层序研究方法 利用测井资料作层序地层分析时主要利用自然电位（SP）、自然伽马 （GR）和视电阻率（RES），在资料允许的情况下，应尽量应用一些别的资 料，如声波测井（AC）、井径测井（CAL）等，同时还要参考录井资料、岩 心资料等。

7、 在运用测井曲线研究层序地层时，应尽力做到生物地层学、测 井地层学和地震地层学三者相结合的综合研究方法，便于彼此补充、相互检 验，以获得最佳解释效果。 具体方法步骤 （1）在熟悉区域地质资料的基础上，对诸岩心井进行系统而仔细的岩相或层序观察，并与测井曲线相对照、对比、 修正，划出典型的骨架相曲线类型。 （2）最大海泛面或密集段（时间线）的确定，由于密集段剖面极薄，通常几厘米至数十厘米厚，故在野外易于忽 略，在地震剖面上难以识别，然而由于其典型的测井响应特征，在测井曲线上易于识别，故更确切的识判密集段的 方法是测井方法，即通过钻井岩心化石丰富或分异度的分析和测井曲线特殊信息的解释，提出具年代意义

8、的界面， 并把相应的古水深及生物事件与测井曲线进行对比，并标定在测井曲线上，作为划分对比层序的重要的时间界面。 （3）层序边界（时间线）的识别及确定，对于岩性组合相近似的层序，层序间的界面难以通过野外露头和地震剖 面上识别，由于测井曲线或资料的灵敏度或高分辨率特点，故极容易从测井资料或曲线的不连续性或突变性进行识 别。结合区域地质资料，确定层序边界类型，并标定在测井曲线上，作为大尺度年代地层框架。 （4）按点一线一面逐步展开，进行测井曲线的层序或体系域对比，从而对不同层序、体系域在时间、空间上的演 变规律有较清晰的认识。在进行层序对比时，应在上述时间框架之基础上，确保同一体系域或层序在时间、空

9、间上 相变的协调性，即岩相展布的有序性和沉积条件的一致性（钱奕中、陈洪德等，1995） 测井曲线是地层记录的一 种测井响应型式，其解释往往存在多解性，因此，我们利用测井曲线进行层序地层研究时要结合实际的岩心观察， 建立层序、层序边界、体系域等的测井曲线解释模式，以便准确地开展测井资料层序地层解释。 四、层序边界测井响应特征及层序划分 用于层序地层分析的测井资料主要包括自然伽马一电阻率曲线，自然电 位一电阻率曲线。在地层资料复杂及某些特殊井段，还应该综合利用各种测 井曲线。层序边界的测井响应，是以岩心观察中特征明显的层序边界为模式 而建立的。这种标准建立之后，则用以广泛地识别非取心井段的层序边界

10、。 根据电测曲线的变化，同时结合实际的岩心观察，层序边界的测井响应 特征主要有以下几种型式： （1）渐变型式 这是代表一种基准面快速下降随即快速上升的速度突变的型式。在测井曲线上，层序边界之下的准层 序组呈前积式，其上的准层序组呈退积式，层序边界往往位于砂岩内部，与传统的以砂岩顶、底为界 的方法有根本的区别。在纯正砂、泥岩剖面上，层序边界之下的准层序向上变厚，各准层序沉积物粒 径向上变大，其上的准层序向上变薄、粒径变小。这种测井响应，其曲线形态特征是在层序边界之下 呈漏斗状，在层序边界之上呈钟形。 （2）突变型式 层序边界之下的测井响应为属泥质沉积的平滑式加积型，其上为砂岩或砂砾岩的箱形加积式

11、、钟形退 积式，代表一种水体由相对较深突然变浅并持续了相当久的沉积型式。其地质记录在滨、浅湖地带为 砂岩直接覆在杂色（绿、紫、棕、红及其过渡色调）泥岩之上，在半深湖、深湖区为砂岩与下伏暗色 泥岩的突变接触。 （3）加积/前积型 层序边界之下的地层呈前积型，界面之上的地层呈加积型，代表基准面快速下降接着滞升的沉积形式。 推测前期高水位体系域为三角洲类沉积，其后的低水位期为河道、冲积扇或盆底扇类沉积。 （4）前积/前积型 层序界面上、下地层的测井响应均为前积型，反映了三角洲体系的穿时现象。 （5）其他类型 除了上述几种类型外，还可以见到退积/退积型、前积/加积型、加积/加积型、层序界面在泥岩内部而

12、 层序边界上、下地层的测井响应均为平滑、细齿线形态。以上层序边界的各种测井响应，以第一种最 为常见，其余顺序号居次（钱奕中、陈洪德等，1995）。 五、对于沉积体系的测井响应特征分析 （1）冲积扇体系 冲积扇属陆地上山口或断层附近的堆积体，它是山地洪流或间歇性洪流出山 口进入冲积平原区，因坡度突然变缓，搬运能力降低，碎屑物质在山口处大 量堆积而形成的扇状砂砾岩体。由于组成冲积扇的沉积物物源丰富，搬运距 离短，所以分选极差，颗粒大小不等。在乌东冲积扇为大套杂色块状砾岩夹 薄层泥岩，块状构造，表现为块状韵律或正韵律。电阻率曲线为箱形高阻， 扇体的顶底岩性为突变接触，砾石分选、磨圆极差。在地震上呈乱

13、岗状，连 续性从近端到远端逐渐变好，顺扇体倾向方向为发散的楔状，顺走向方向呈 丘状。一般存在于铜钵庙组时期。 图1 冲积扇体系的测井响应特征 冲积扇曲线总体特征：大套齿形组合，幅度中到低， 在齿形叠置时反映为箱形、钟形、漏斗形等轮廓。 （2）扇三角洲体系 扇三角洲是一种由冲积扇直接推进到湖盆中形成的沉积体系。它是 生长断层背景普遍发育的一种粗粒沉积体系，往往形成于盆地边缘 同沉积断裂附近，主要由扇三角洲平原、扇三角洲前缘和前扇三角 洲组成，总体上为向上变粗的沉积序列。在乌东扇三角洲前缘亚相 其岩性为块状砾岩、含砾砂岩与薄层灰绿、灰色泥岩组成。一般为 下粗上细的正旋回，前缘发育大型、小型槽状交错

14、层理、波状交错 层理、变形层理等，底部冲刷明显。电阻率曲线为齿状高阻。分选、 磨圆差中等。在地震上表现为斜交或羽状前积，具有中高振幅、 连续性较好的特征。一般以重力流沉积为特征，分布于靠近控陷断 层附近的陡坡区。 图2 扇三角洲的测井响应特征 a、 扇三角洲平原：扇三角洲平原以多个粗中粒正向旋回为主，夹少量粉细砂 泥质沉积，砂岩中常见底冲刷和槽状交错层理。在测井曲线上表现为箱型、钟型， 夹有参差不齐的锯齿状。准层序叠加形式主要为前积式。在地震剖面中具有 高振幅较连续亚平行反射的特征。 b、 扇三角洲前缘：扇三角洲前缘主要发育较小的分流水道、河口坝及席状砂沉积， 其特点是以中型规模的反旋回沉积和

15、中小规模的中、细粒正旋回沉积为主。测井 曲线呈现出典型的钟型、漏斗型及锯齿状（指状）波形组合，幅度中等。垂向上准 层序以进积式叠置。在地震剖面上表现为斜交或羽状前积，具有中高振幅、连续 性较好的特征。 c、 前扇三角洲：前扇三角洲主要是细粉砂和泥质沉积物，泥质较纯。测井曲线总 体为较平缓的低幅，偶见小锯齿状波形，横向上与深水泥质沉积呈过渡关系。在地 震剖面上为低振幅、中低连续性反射。 （3）三角洲体系 在乌东三角洲沉积体系主要为建设型三角洲，分为三角洲平原、前缘和 前三角洲，三角洲前缘是其主体，既出现在低水位体系域，又出现在高水位 体系域，但以高水位体系域中更常见，主要是由河流携带碎屑物进入开

16、阔的 湖体中形成的。发育有槽状、板状、波状交错层理、水平层理。电阻率曲线 为齿状漏斗形或指形，具反旋回特征 。顺水流方向的地震反射特征为斜交 型、S型、复合S斜交型前积结构，具有中高振幅、连续性较好的特征。三 角洲体系可进一步分为三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲。 在三角洲形成过程中，三角洲朵叶体不断向深水盆地方向推进，在剖面 上可看到粗相带盖在细相带之上，故测井曲线上为反旋回特征。在地震剖面 上平行于倾向方向总体上呈楔状外形，内部为前积反射结构。在走向上总体 为丘形，单个朵叶体内部可能呈双向下超反射结构。 图3 三角洲的测井响应特征 a 三角洲平原：三角洲平原是三角洲沉积体的顶积层，为高振幅

17、、连续性较 好、平行或亚平行反射。由砂岩、粉砂岩与泥岩互层组成，具有大型交错层 理；垂向上显示为向上变细的正向或反向旋回。发育分流河道、河道间漫流 沉积。 b 三角洲前缘：三角洲前缘顺水流方向的地震反射特征为斜交前积型，具有 中高振幅、连续性较好的反射结构，由砂岩、泥岩互层组成。三角洲前缘 是三角洲的主体。 c 前三角洲：前三角洲是三角洲的底积层，在地震剖面中为低振幅、中低 连续性反射。主要由泥岩组成，夹薄层粉砂岩。 （4）浊积扇体系 浊积扇是在陡坡和同沉积断裂附近，主要由重力流而形成的扇形沉积体。 它全部沉没于水下，与扇三角洲可能所处位置邻近；或位于扇三角洲前方， 由滑塌作用形成。在乌东浊积

18、扇体系岩性为夹于半深湖相暗色泥页岩中的粗 碎屑沉积，具下粗上细的正韵律和鲍玛序列，发育递变层理、水平层理、包 卷层理、波状交错层理等，电阻率曲线为齿状高阻，底部突变，顶部渐变。 在地震剖面中，顺倾向方向呈发散型反射结构，收敛点指向近端物源处；从 近端到远端连续性增强。 图4 浊积扇体系的测井响应特征 （5）滨岸体系 滨岸体系指无三角洲沉积的滨岸带沉积，其沉积类型主要为滨湖砂滩及浅湖 砂坝。岩性为细粉砂岩，可见小型交错层理与波状层理，主要发育于海进 体系域和高水位体系域。在乌东分为滨浅湖、半深湖亚相，半深湖岩性为大 段深灰、黑灰色泥岩夹薄层钙质粉砂岩和白云质泥岩，水平层理和页理发育。 滨浅湖岩性

19、为灰绿、灰、深灰色泥岩夹薄层砂岩。波状层理和水平层理较发 育。测井曲线呈中幅指形或锯齿状波形。较连续低中振幅地震相及亚平行 变振幅反射结构 。砂坝地震相常为顶凸底平的丘形。一般砂滩、砂坝顶部 地震反射常见削蚀和顶超现象，特别是在近岸部位。 六、体系域的测井响应特征 根据层序界面类型、准层序的分布特征及其在层序中的位置等不同情况， 层序可分成各种体系域。体系域是指一套同期的沉积体系，依据几何形态和 沉积相组合可划分为四种类型，即低水位体系域、陆架边缘体系域、海进体 系域和高水位体系域。不同体系域，其沉积特征不同，相应的测井响应也存 在差异。根据层序上、下边界之间的地层排列成体系域的情况和作为界面

20、的 不整合类型，沉积记录中可识别出第一类层序（I型层序）和第二类层序 （II型层序）。其中I型层序由低水位体系域、海进体系域和高水位体系 域构成，II型层序包括陆架边缘体系域、海进体系域和高水位体系域。 （1）低水位体系域的测井曲线特征 低水位体系域以加积型准层序组为主，其测井曲线呈钟形、正向齿形，自下而 上幅度由中高幅一低幅，即具加积式测井模式。低水位体系域常由海底扇、陆坡扇 和低水位楔构成。海底扇常以砂为主，并与E. Mutti（1985）定义的I型和II型扇 相似，对应的测井曲线分为两种情况：一是漏斗形中高幅的前积式模式；二是钟 形中一低幅的后积式模式。陆坡扇由以浊积岩砂堤的水道沉积物和

21、漫滩沉积物组成， 常覆盖于盆底扇之上，并被上覆的低水位楔状体下超，陆坡扇似乎与Mutti（1985） 定义的III型扇相似。低水位楔状体由一个或几个进积准层序组构成，仅局限于陆 架坡折朝海方向并上超在先期斜坡层序上，相应的测井曲线表现为旋回性进积模式 特征。低水位楔状体的近源部分由深切谷充填物及陆架或陆坡上部与其有关的低水 位滨线沉积物组成，低水位楔状体远源部分由向陆坡扇下超的厚层页岩地层单位构 成。 （2）海进体系域的测井曲线特征 海进体系域以退积型准层序组为主，其测井曲线表现为钟形、正向齿形 或齿化状，幅度由高幅变化为低幅，包络线具退积式特征。海进体系域底部 以初始海进面为界，顶部以初始下

22、超面或最大海泛面为界。其中准层序在进 积层序组中是后退的，当准层序时代越朝陆地方向，该体系域往上水体加深。 海进体系域顶部为最大海泛面或密集段，具有高自然伽马、高自然电位、低 电阻、高电导和低声波测井特征，从此界面向上变为高水位体系域。 图5 型层序低水位和海进体系域示意图 （3）高水位体系域的测井曲线特征 高水位体系域早期以加积型准层序组为主，晚期以退积型准层序组为主。 高水位体系域底部为下超界面，顶部以下一个层序边界为界，早期高水位体 系域通常由一个加积准层序组构成，相应的测井曲线呈现中幅箱形，表明为 水动力稳定条件下的垂向加积型式；晚期高水位体系域由一个或几个进积准 层序组构成，相应的测

23、井曲线表现为一次或多次漏斗形或反齿形，具有旋回 性低幅一中幅变化特征。在许多硅质碎屑岩层序中，高海水位体系域上覆层 序边界常被截断，即使保存下来，也很薄，并以页岩为主。 图6 高水位早、晚期半生的沉积集合形态立体图解 图7 高水位体系域的测井曲线特征图 （4）陆架边缘体系域的测井曲线特征 构成第二类层序最下部。该体系域可在陆架边缘的任何地方形成，由一 个或几个弱进积型到加积型的准层序组组成，而这些准层序组由浅海准层序 （具有沿斜倾向上分布的海岸平原沉积物）组成，其顶为陆架上第一个明显 的洪泛面，其底是第二类层序边界。相应的测井曲线具有弱的反齿形、漏斗 形和箱形特征，即略显进积式和加积式混合包络

24、特征。 图8 某研究区白垩系三级陆架边缘体系域的测井曲线特征图 （5）密集段的测井响应特征及其识别 a.密集段的测井曲线特征：在由自然电位（或自然伽马）和视电阻率组成的测井曲线上，密集段的典型特征表现为低自然电位、 低电阻的“泥脖子”，由于密集段为富含铀、磷、海绿石的页岩或纯泥岩，常反映出高自然伽马值。 在井与井之间，密集段的测井曲线特征可进行区域性对比，反映了密集段区域分布的特点。 b.准层序叠加型式的变化：在测井曲线和综合录井资料上，不同的体系域有着不同的准层序叠加方式和砂泥岩比率、泥岩颜色 等特征。海进体系域内准层序组以退积型为主，向上泥岩含量增高、泥岩颜色变深；高水位体系域晚期准层序组

25、以前积型为主， 向上砂岩含量增高、泥岩颜色变浅。密集段正好是在海进体系域晚期至高水位体系域早期沉积的地层，为准层序由退积型向加 积型（或进积型）转换的过渡层段。 密集段的测井曲线特征准层序叠加型式的变化，在测井资料中识别密集段是比较易识别的。 c.密集段的岩心资料及露头剖面观察： 由于密集段多为一些深海相泥岩、泥页岩等，在岩心资料及露头剖面观察中不难识别。露头和岩心资料对于辨别密集段是直观 而有效的，除了从沉积环境、岩性和岩相特征直观识别外，还有很多地球化学、古生物等标志帮助识别。 密集段的地球化学、 古生物标志 有机碳含量密集段为富含有机质的暗色细粒沉积物，在密集段的位置上有机碳含量可达到峰值。 微量元素含量在密集段的缓慢沉积过程中，水中的各种微量元素得以沉淀富集，因而在密集段中各种微量元素含量显著增高。 古生物丰度在密集段形成过程中，沉积表面轻微石化，逐渐变成硬地，使得底栖生物富集，生物挠动、钻孔、潜穴发育，生物 门类与生物丰度明显提高（樊太亮等，1998）。 七、