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中国石油油气田开发地质培训教材石油勘探开发研究院廊坊分院油气田开发地质培训项目组2006年4月70目 录1. 前言12. 非海相碎屑沉积体系22a.引言22b.低弯度曲流河体系22c.高弯度曲流河体系32d.风积体系52e.冲积扇体系63浅海和深海沉积体系83a.引言83b.三角洲沉积体系83c.滨海沉积体系103d.深海沉积体系124. 层序地层学144a.引言144b.基本概念144c.专业术语154d.层序地层实例164e.体系域174f.层序地层学的应用184g.与开发地质的相关性185储层地球物理学205a.引言205b.术语和基本概念205c.地震采集225d.地震处理235e.地震构造解释245f.波阻抗、属性分析、直接烃类显示和4D地震256. 裂缝性储层286a.引言286b.重要概念286c.裂缝类型296d.裂缝面特征316e.探测与量化裂缝326f.裂缝孔隙度、渗透率与产率336g.数据收集与储层描述347毛细管压力367a.简介367b.浮力和毛细管压力367c.毛细管压力方程377d.确定毛细管压力387e.排替压力和含水饱和度分布397f.雷文瑞特J函数407g.储层封堵层417h.静水压力油藏和水动力油藏427i.毛细管压力如何控制油水界面的实例438储层非均质性和地质统计学应用448a.引言448b.储层非均质性的类型448c.非均质性识别步骤458d.获取正确非均质性的重要性478e.为什么需要地质统计学488f.如何计算变异函数498g.变异函数模拟508h.克里格法与条件模拟518i.对象建模528j.连续高斯模拟549地质细胞建模569a.引言569b.确定工区569c.数据导入与质量检查579d.框架构建589e.三维网格609f.属性建模619g.容积测定与有效厚度649h.实现评估669i 比例放大和输出679j 数值模拟和储量681. 前言开发地质学是地质学的一门分支学科，主要研究已知油藏的油气勘探和生产。开发地质师的职责是：（1）确定剩余油气的开发井位；（2）了解储层物性和生产层位的横向连续性，有助于解释现有的井动态；（3）确定油气地质储量及其不确定性；（4）探寻额外储量，包括现有井产油后遗漏的产层，更浅部或更深部的产层以及现有油田的扩边井或者新油田的发现。该课程首要目的是增长学员的见识、向学员提供实用的工具，使学员成为更优秀的开发地质师。开发地质师和勘探地质学家不同，勘探地质学家总是用很少的数据提出一个宽泛的油气区带概念，从而精选出远景区。而开发地质师一般有更多的数据，能做出更细致的描述，而且必须思考一些勘探地质学家没有考虑的细节问题（表1-1罗列了这些问题）。该课程虽没有涉及所有问题，但它提供了一些基本技巧和哲学思想来帮助学员开展工作，从而达到回答所有问题的目标。该课程的另一目的是帮助学员了解如何建立地质细胞模型，包括如何综合利用其他学科的信息以及了解建立这些模型所需的时间。关于地质细胞建模通常有一套常规流程，显示了不同的任务及其相互关系。但针对每一个具体项目，其流程图都必须作些改动，但它还是为地质细胞建模提供了一个基本的模板。地质细胞模型已经成为地质学家获取数据、解释数据的主要工具。这些模型也包含了石油物理学家、地球物理学家和油藏工程师们提供的信息，可以用于开发计划、储层可视化和地质导向井。为了建立这些模型，地质学家必须要在许多重要领域有所专长，包括如下六个方面，这也是本次学习的重点：l 沉积体系：了解储层中砂体可能的几何形态、横向连续性和储层物性。l 层序地层学：了解关键层面的性质、它们在储层中是如何相互关联的以及它们对液体流动的阻碍隔挡作用。l 储层地球物理学：确定储层构造、断层作用和井间区域的属性变化。l 地质统计学：使用随机技术建立参数的分布，如相类型、孔隙度和渗透率。l 毛细管压力：在模型中分配含水饱和度，并把它与岩石性质变化相联系。l 地质细胞建模：了解建模方法、流程，及油藏工程师等如何使用这些结果。2. 非海相碎屑沉积体系2a.引言非海相碎屑沉积体系包括低弯度曲流河、高弯度曲流河、风积和冲积扇沉积环境（图2a1）。高弯度曲流河体系能形成良好的储层，因为它们净毛比高，颗粒粗大，呈席状分布。低弯度曲流河体系的净毛比总是比高弯度曲流河体系低，并且砂体大小和横向延伸有限。风积储层也是优良的储层，因为它们清洁、分选性好。与之相反，冲积扇储层相对罕见，因为它们的颗粒大小、分选度和粘土的含量差别很大。本章解释了砂岩和页岩如何在各种环境中沉积并保存，以及如何在岩心和测井中识别。同时也讨论了不同砂体类型的规模、形状和连续性，及其内部影响储层流体流动的主要非均质性。2b.低弯度曲流河体系低弯度曲流河体系包括砂岩和砾岩沉积，一般粉砂和泥的含量较少，是由一系列低度弯曲到中度弯曲河流流经海滨平原时形成的。与高弯度曲流河体系相比，它具有多个河道。与辫状体系相比，它的河道之间没有永久性心滩（图2b1）。河流体系中的砂岩和砾岩沉积集中在沙坝，这些沙坝包括纵向、侧向和横向的沙坝（图2b2）。纵向沙坝的长轴平行于流向，而横向沙坝则于流向垂直并向下游移动。侧向沙坝沿河岸排列，在洪水期被淹没，表面沉积粗粒物质。除了这些基本的沙坝类型，还识别和归类出很多其它类型（图2b3）。这些沙坝并不静止，而会迁移，并且随时间的推移，遭受破坏或增长（图2b4）。沙坝的上游部分堆积颗粒粗大的砂砾，测井特征为块状，而下游部分堆积细粒的砂和粉砂，为向上变细的测井特征（图2b5）。低弯度曲流河体系主要由块状、席状或扁平的砂体组成，具有相对较高的侧向连续性。它们被不连续的粉砂质砂岩层分隔，有时也被不连续薄层页岩所分隔。最常见的页岩类型为泛滥平原页岩、河道充填页岩和覆盖在各种沙坝之上的薄层页岩。其中最重要的是泛滥平原页岩，其侧向延伸可达数百米。页岩连续性的主控因素是后期河流作用的侵蚀，会形成侧向不连续的渗透性夹层而不是隔层。表2b1小结了低弯度曲流河体系的典型储层特征。低弯度曲流河砂岩储层为世界石油储层的重要组成部分。据评估，至少有300亿桶剩余证实石油储量和400,000亿立方英尺剩余证实天然气储量。其中阿拉斯加北坡的普拉德霍湾油田是一个很好的例子，它是北美最大的油田（图2b6），有120亿桶的可采石油储量和470,000亿立方英尺的天然气。下部储层由非均质的三角洲前缘和下三角洲平原砂岩组成，而上部则由较为均质的低弯度曲流河砂岩和砾岩组成，其间夹有泛滥平原、废弃河道和上覆页岩。除了页岩，重要的非均质储层还有开放骨架砾岩。它们以侧向延伸的砾质沙坝形式发育，由于在二次采油时吸收了大部分注入的水或气，会成为高渗透层。2c.高弯度曲流河体系高弯度曲流河体系是河道长度与谷底直线距离比值超过1.5的河流体系。相对较低的坡度，较高的沉积物悬浮载荷和河床载荷的比值，粘性的河岸物质和相对稳定的排泄区，有利于形成高弯度曲流河。现今河道体系迁移的侧向距离称为河道带宽度，而河道带本身包含在一个更大的泛滥平原内部（图2c1）。河道带随时间在泛滥平原上的迁移，可以切断部分现行河道（图2c2）。高度弯曲河道带中最重要的储层砂体是边滩（图2c3）。边滩发育在环状弯曲河道的内侧，在那里河流速度较低，砂粒可以沉积下来。相反，在另一侧河流速度快，侵蚀加剧的一侧，称为侵蚀岸。边滩以基底突变，向上变细为特征，并被含有植根泥层覆盖（图2c4）。在砂体内部，总是从下到上由粗的沙砾层向槽状交错层理、平行层理以及波状层理转变（图2c5）。高弯度曲流河体系的第二种砂体类型是决口扇（图2c6）。决口扇是洪水期河流冲破堤岸在泛滥平原上沉积形成的。决口扇主要由悬浮物质沉积而成，因此比边滩沉积粒度更细，粉砂质含量更高。其整体形状为叶状，因此其垂直于流向剖面砂体呈透镜状，而平行于流向的截面呈三角形（图2c7）。除了边滩和决口扇以外，高弯度曲流河体系的其他要素包括天然堤，沼泽，牛轭湖和泛滥平原沉积物。天然堤是邻近河道且被加高的地区，包括粉砂岩和极细砂岩等河滩沉积物。向边部逐步过渡为更细的泛滥平原相粉砂和粘土，以及黑色的富含有机泥土的沼泽（图2c8）。泛滥平原沉积物在岩心中具有红色被氧化的特征，而沼泽物质则是含植根的泥岩和煤。牛轭湖呈新月形，水体静止，位于废弃河道（牛轭）的弯曲部分（图2c9）。细粒的粉砂和粘土（废弃河道充填物）最终填满了这些湖。在高弯度曲流河体系内，边滩和河道发育的砂岩渗透率最高（图2c10）。决口扇的渗透率基本上都要低12个数量级，而堤岸和泛滥平原沉积物则被认为没有储集性。这些类型的砂体是否值得钻探或开采，关键是要确定砂体的连通程度。在净毛比低的储层中，砂体可能不连通，或者只沿着河道延伸方向局部连通（图2c11）。随着净毛比的增加，连通性将增加，因而，不仅所有的砂体可以传递压力，也可以使用注水这样的二次采油技术有效地采出油气，其关键是因为这样体系的砂体足够富集，且有足够的储集空间，这些砂体下切交错叠置在一起，形成一个大区域内横向连通复合河道带（图2c12）。这就产生了更多的含沙区域，这些区域可以通过地震成图，给钻井定位（图2c13）。大部分高弯度曲流河体系很复杂，包含复合的砂体，区域延伸的砂体到孤立的砂体。德克萨斯东南的Stratton油田就是一个很好的例子，借助地震数据，可以解释出其含有多种砂体类型（图2c14）。表2c1小结了高弯度曲流河体系储层的典型特征，以及如何从其他沉积体系（包括低弯度曲流河体系）中识别它们。显然，低弯度曲流河体系和高弯度曲流河体系是两个极端，某些河流体系同时显示了上述两种体系的特点（图2c15）。只有综合了足够岩心、测井和地震数据，才能了解这些体系的真实特性。2d.风积体系在北海二叠系赤底统组，墨西哥湾侏罗纪地层和其他很多地区，都有风积物和沙丘产出油气的现象。风积储层一般没有其它沉积体系那么厚，但因为清洁、分选性好，所以品质很高。沙漠大约覆盖了地球陆地表面的20%，但风积沙丘（图2d1）大约只覆盖了沙漠的四分之一，而其他区域则由冲积扇，油气带，多石平原和侵蚀高地组成。这些沙丘形状各异，受风向和风速控制（图2d2）。在风积体系中，沙砾主要通过三种主要方式运输：跳跃，悬移和滚动（图2d3）。到目前为止，跳跃是主要的运输方式，大概占了90%。跳跃是一个颗粒通过碰撞和弹跳顺风移动的复杂过程。跳跃颗粒形成相对高密度层，在每个沙丘的缓倾斜面（迎风）上移动，沉积在沙丘陡倾斜面（背风）。跳跃颗粒有四种沉积方式：颗粒沉降、风成波状迁移、崩塌和粘附（图2d4）。一般来说，保存下来的主要层理构造是崩塌和风成波痕沉积。大部分风成沙丘的层理受大规模交错层理控制（图2d5）。一系列移动沙丘的横截面（图2d6）显示，保存下来的部分只代表了原始沙丘高度的一部分。平坦的表面分隔了保存下来的沙丘层，这些沙丘层一般12米厚。控制沙丘体系内部层理的主要因素是沉积时的潜水面高度（图2d7）。潜水面高度的改变保存了沙丘，而且能产生整个地区的水平切面，称为超级表面。当潜水面高度与地表面相当或高于地表面时，细粒粉沙，藻席和蒸发沉积物，可能在湖泊垄间的潮湿部分堆积（图2d8）。取决于潜水面高度和含沙量的变化，潮湿的风积体系会变干，反之亦然（图2d9）。风积体系说明了从岩心栓到整个储层的储层性质的区别。在岩心栓尺度，颗粒大小和排列的不同能导致孔隙度和渗透率的剧烈变化。图2d10显示了来自岩心栓的渗透率值与微渗透仪测量值的比较。微渗透仪测量值的范围可从小于0.5毫达西到38.5毫达西，说明在这些岩石类型的内部，单一的岩心栓难以获得渗透性变化的数据。在层理尺度，沙席和垄间沉积物的颗粒大小不同，都产生了品质很高的储层和渗透障（图2d11）。这些障碍的存在使储层内部产生了复杂的流体流动模式（图2d12）。表2d1小结了风积体系储层的典型特征以及如何从其他沉积体系中识别它们。2e.冲积扇体系冲积扇是具有方向性的地貌单元，从沿着山前的点源开始，向下方扩展，颗粒大小逐渐变细，分选性逐渐提高。冲积扇最明显的特征是它们的形态。负载沉积物的流体从山前的点源开始沿弧向向下扩展，形成了它们特有的形状（图2e1）。由于冲积扇坡度相对较陡（基本是212度），横穿冲积扇有3002,000多米的地形起伏。冲积扇的类型包括：截止于静止水体的扇三角洲、受地形限制的河流流向无限制的洼地而形成的终端扇（图2e2）和一系列冲积扇在山前接合形成的山麓冲积平原。具有储层性质的砂体基本上都位于冲积扇的边缘，而盆地边缘断层和这些沉积物的下倾尖灭形成了很好的圈闭机制（图2e3）。当陡峭基岩斜坡受侵蚀产生大量松散的泥沙和岩石碎块（崩积物）时，冲积扇就开始形成。由于降雨和冰雪融水作用，这些物质变得不稳定并向山下滑动。这个过程混合了沉积物、空气和水，使滑塌转变成为重力流。重力流在冲积扇上快速移动,直到和倾角降低导致混合物剪切力超过向下的重力，发生沉积作用。由于重力流减速很快，最终形成的沉积物分选差，而且呈块状或者平面的层状。冲积扇主要由两种类型的重力流形成：泥石流和径流。泥石流含有大量沙和漂砾碎屑的流体，被水和粘土组成的泥浆所携带（图2e4）。大型泥石流能达到6英尺厚，并且覆盖整个冲积扇。泥石流扇倾角恒定，大约515度，下超到基底沉积物上（图2e5）。泥石流主要形成在崎岖的，半干旱地区（包括冰川和火山碎屑岩地区），。径流以底载荷和悬浮载荷的形式携带沙和砾石向下游流动，以漫流或河流的形式沉积（图2e6）。漫流扇以泛滥的、汹涌的、不受限制的水流为特征，在冲积扇上不断蔓延。河流扇包括河道充填物和相应的与非永久性河道体系相关的河滩沉积物。这些类型的冲积扇倾角基本都是28度，并且沿下倾方向倾角降低。它们的末梢部分盆地底面的沉积物互相贯穿，形成坡积裙（图2e7）。在含抗风化岩石的高地，终年排泄的冲积扇主要受漫流和河流作用控制。现代河流冲积扇的一个很好的例子是阿拉斯加斯科特冰川冲积扇，它显示了冲积扇下部坡度减小，并随着冲积扇过渡到低弯度曲流河体系，沉积物颗粒变小（图2e8）。另一个很好的例子是尼泊尔和印度的Kosi冲积扇，它显示了冲积扇向下游从砾质辫状河不断转变为顺直河道、微弯曲河道的几何变化（图2e9）。泥石流沉积物特征为碎屑支撑、块状混杂堆积。漫流沉积物一般是沉积1030厘米厚的沙砾岩互层。河流沉积物包括粗粒的向上变粗河道充填、纵向沙坝和加积的河床。可以预见，大部分冲积扇不能被简单地划分为哪种种类型，而是包含不同种类沉积物的多种沉积相类型（图2e10）。冲积扇沉积属于偶然发生的灾难性事件，在此一段很长时间间隔内，主要为次要沉积作用。在地表，水塘淤积、植物生长、生物掘穴和地表侵蚀产生了粉砂岩透镜体、土壤、生物扰动地层，以及覆盖在冲积扇表面的风选碎屑薄层滞留沉积。如果后来流过的流体没有完全把它们侵蚀掉，就被保存下来。水下扇包括还原条件下生成的绿色或黑色页岩和水下遗迹化石，向末端逐步转变为浊积岩。扇三角洲是最好的油气储层的其中之一，因为它经过被海水作用改造，改善了储层品质。图2e11显示了一个进积型三角洲的层序，从细粒的陆棚砂岩递变为三角洲平原上的砂砾岩。阿拉斯加的Copper河三角洲是现代三角洲的一个很好例子（图2e12和2e13）。这个冲积扇的边缘已经被潮汐流和海浪强烈改造。扇三角洲储层的例子很多，加利福尼亚中新统的Potter砂岩就是其中一例（图2e14）。用蒸汽驱油作用于储层中的泥石流沉积和浊积岩，以便开采重油。这种储层还包括很多由泥质砂岩和粉砂岩形成的夹层和隔层。当沙砾供给很少的时期，随后又被河道和滑塌侵蚀（如图2e14的沉积模型所示），在整个扇三角洲的表面都能形成这些障碍。表2e1总结了冲积扇体系的储层特征，并且包括了对垂直剖面、砂体几何形态、横向连续性和储层品质的观测。3浅海和深海沉积体系3a.引言浅海沉积体系包括三角洲沉积和临滨砂体，而深海沉积体系的特点是具有海底扇砂体。三角洲形成于一条携带大量沉积物的河流注入集水盆地的地方。如果沉积物的沉积速率超过波浪和潮汐的疏散能力就会形成三角洲。临滨体系主要是三角洲砂体沿海岸线改造和运移而形成的。临滨砂体形成于浪基面（水深约为10米）以上到路上海水作用最高位置的狭窄高能环境。深海沉积体系是指随沉积物重力流运移到大陆架边缘外深水环境的沉积砂体。本章内容将解释砂岩和页岩在这些环境中是怎样沉积并保存的，怎样从岩心和测井数据中识别它们。本章还讨论了不同砂体类型的规模、形状、连续性以及影响储层流体流动的关键的非均质性。3b.三角洲沉积体系三角洲是由河流体系进入静止水体时形成于海岸线的凸出部分（图3b1）。由于河流体系携带的大部分沉积物是在盆地中沉积，而三角洲是巨厚沉积物堆积的重要位置。三角洲的沉积相类型取决于河流、波浪和潮汐的不同作用。因此，三角洲可分为河控、浪控和潮控三角洲，以及它们的综合作用类型（图3b2）。三角洲砂体主要沉积在分流河道、分流河口坝和决口扇（图3b3）。非生产层沉积相包括与分流间湾及废弃的分流河道相相关的粉砂岩和泥岩。图3b4为一个进积型河控三角洲的剖面，其中上三角洲平原包括边滩和决口扇沉积，沉积相类型与高弯度曲流河体系相似。在下三角洲平原，由于河流受海洋作用的影响，沉积体系以河道充填和河口坝沉积为主。河口坝沉积是由于河流汇入湖泊或海洋时水流速度的迅速降低而形成的巨型裙状沉积砂体。随着三角洲向海推进（进积作用），分流河道通常会切割河口坝（剖面BB，图3b4）。分流河口坝在测井剖面上呈现向上变粗、变厚的特征（图3b5）。由于其沉积物倾泻到静止水体，分选性通常比分流河道砂体差。分流河口坝可含有大量由河流搬运来的有机物质。分流河道充填沉积在测井资料中以明显的侵蚀基底和块状向上变细为特征（图3b6）。通常底部为槽状交错层理砂岩，向顶部渐变为面状层理和波痕层理。这种砂岩可夹杂河流在低流量期形成的薄层页岩。决口扇沉积与高弯度曲流河沉积体系相似（图3b7）。相比河口坝或分流河道沉积，决口扇沉积为粒度更细、粉砂质含量更高、更薄层的砂岩。因此，它们的渗透性比河口坝或分流河道沉积砂岩小12个数量级。河流冲开天然堤形成决口扇，并在邻近分流间湾形成砂岩沉积。因此，决口扇砂岩通常被黑灰色的分流间湾页岩所包围。在浪控或潮控三角洲中，分流河道充填和河口坝沉积转换为临滨砂岩或潮汐坝。河控三角洲具有“鸟足状”几何外形，浪控三角洲具有沿海岸线平行分布的几何外形，潮控三角洲则包括与海岸线垂直的砂坝。图3b8是尼日尔三角洲的示意图，它同时受波浪和潮汐作用的影响。这些作用有助于形成更纯净、分选性更好的砂岩，但同时也可以将砂岩沿海岸线或者向深海搬运，破坏三角洲。随着三角洲向前进积，河口坝砂岩沉积在前三角洲粉砂岩和陆棚泥岩之上（图3b9）。该进积作用产生了一个包含顶积层、斜积层和底积层的剖面几何形态（图3b10）。这被称为斜坡沉积，是代表性的进积型三角洲。这说明三角洲不是由平坦的，席状砂岩组成，而是由大陆架沉积物之上的向海倾斜的薄层砂岩组成。在对比这些砂岩时必须反映这种几何形态。美国阿拉斯加普拉德霍湾油田Romeo 段就是一个很好的对比格架的例子（图3b11）。它显示该砂岩由一系列雁形排列的、退覆的河控三角洲楔组成。三角洲沉积体系具朵状外形，包含分流河道、河口坝和决口扇砂岩，因而易于识别。大部分砂岩位于河口坝，向下倾方向堆叠。被波浪或潮汐作用分选后形成的砂岩，其储层品质最好。分流河道区带可包括快速进积形成的狭窄带状砂体（沉积物补给大于盆地下沉速率）及加积形成的席状砂体（沉积物补给和盆地沉降速率平衡）。分流河道沉积通常在沉积倾向上具有很好的横向连续性，而在沉积走向上连续性不好。然而在某些地区，分流河道切割了与其相关的河口坝，无论在沉积倾向还是走向上其横向连续性都较好。表3b1总结了这方面内容及三角洲储层的其他特点，这些对开发地质专家来说非常重要。3c.滨海沉积体系 滨海沉积体系形成于浪基面到近陆海水作用最高位置的狭窄的高能环境。它们与三角洲沉积的区别是不具有三角洲体系的要素（包括外凸的海岸线、分流河道和分流河口坝（图3c1）。临滨沉积体系包括临滨、障壁岛和潮汐三角洲环境（图3c2）。其砂岩主要由其它沉积物改造而成，包括三角洲、沿海平原河口沉积及在风暴（如飓风）中向陆迁移的大陆架沉积物。穿过海岸线的横剖面图显示前滨（海滩）位于低潮位和高潮位之间（图3c3）。富砂的上临滨位于正常浪基面（水深515米）和低潮位之间。下临滨含泥质砂岩位于风暴浪基面和正常浪基面之间。前滨沉积主要以平行层理且向海缓倾为特征（图3c4）。上临滨沉积主要受强水流的影响，砂体运移后，平行于海岸线排列。因此，槽状和面状交错层理砂岩随着海岸线扩展向海进积（图3c5）。由于下临滨都低于浪基面（除风暴期），其沉积物颗粒更细，含泥质更高，且通常经掘穴生物重新改造。下临滨沉积在岩心和露头中的一个明显的底形特征是具有丘状交错层理（图3c6），因而容易识别。它具有侵蚀基底、低角度缩胀层理和丘状的三维外形几何特征。一般底形厚度小于1米，宽约210米。丘状交错层理是风暴浪基面和正常浪基面之下水流共同作用的结果。图3c7中的滨海区地层剖面包含着一系列等时线，揭示海岸线是如何随着时间向海进积的。当海平面上升、盆地沉降速率增加、沉积物供给减少，或是三者同时出现，进积作用通常由于海侵而间断（海泛面）。该过程产生了一系列叠瓦状、向海倾伏的砂体，沿下倾方向砂体粒度更细、泥页质成分增加。滨海沉积体系的一个特征是存在障壁岛，岛后有封闭的泻湖或海湾，障壁岛被进潮口切断，利于水体与外海的交换（图3c8）。障壁岛的形态特征受潮差控制。在小潮环境下（潮差02米），障壁岛长且窄，进潮口少。在中潮环境下，障壁岛更宽，并被很多进潮口切割。中潮型障壁岛通常具有较宽的上游端，狭窄的中段和弯曲砂嘴状的下游端，形同“鼓槌”（图3c9）。一个现代障壁岛剖面显示，由于砂的增加，障壁岛随时间朝海扩展。海水通过障壁岛相关的进潮口在外海和岛后海湾或泻湖之间高速流动（图3c10）。由于潮汐流在进潮口两端散开，砂岩在落潮型三角洲（障壁岛的朝海一面）或涨潮型三角洲（障壁岛的朝陆一面）沉积下来。随着时间的推移，进潮口会横向移动，由于落潮和涨潮其倾向相反，古潮流通道会被包含底形的砂岩充填。通常，滨海区砂岩在垂直剖面上表现为向上变粗的特征和席状几何外形。与河流体系以及分流河道和边滩砂岩主导的三角洲体系相比，它们显示向上变细的垂向剖面和透镜状到带状的几何外形。由于滨海区砂岩的席状几何外形，其储层通常具有很好的横向连续性，但有时也会出现例外。例如，砂岩在风暴期迁移到下临滨，并沉积在泥质砂岩的顶部（图3c12）。这些柔软且不稳定的沉积物会发生变形，破坏上覆砂岩席状外形和侧向连续性。德克萨斯州Oak油田（图3c13）就是滨海区油气储层的一个很好例子，该油田采气目的层为一个沿浪控海岸线沉积的低渗透（胶结的）砂岩。产层沉积相类型包括丘状交错层理砂岩（下临滨）和水平平行层理含砾砂岩（上临滨和前滨）。砂岩在横向上连续性很好，在垂向上被生物扰动陆棚泥岩和障壁岛或泻湖后泥岩分隔。表3c1总结了滨海区沉积物的典型储层特征。他们区别于其他沉积相的标志为：在测井剖面中向上变粗、向上变厚，丘状交错层理，在岩心上表现出波浪和潮汐作用的影响，以及侧向上的广泛连续性。从岩石中遗留的蠕虫、小虾和其他动物遗迹化石，也可以区别于其他的沉积相。这些遗迹化石包括垂向洞穴和水平洞穴，前者是由前滨和上临滨的动物挖掘的，它们以潮汐携带的水流为生，而后者是由生物在浪基面下挖掘砂岩和页岩而成的。3d.深海沉积体系深海砂岩沉积是砂体随沉积物重力流运移到大陆架边缘外深水环境中沉积形成的。这些水流经过的通道是通过深切大陆架形成的海底峡谷。大部分深海砂岩是在海平面较低（低水位期），河流可直接补给到海底峡谷。在海平面较高（高水位期），沉积物在大陆架被捕获，成为三角洲和临滨砂岩。当海平面下降时，它们被侵蚀并随着沉积物重力流运移到深海区。沉积物重力流包括受层流控制的碎屑流及由湍流形成的浊流（图3d1）。在湍流中，能量、粒径和沉积物集中度向上降低，形成单个砂岩层，其具有向上变细的特征。该岩层的组成要素称为鲍玛层序（图3d2）。一个完整的鲍玛层序厚度一般小于1米并包含块状砂岩、平行层理砂岩、波状层理砂岩、砂质页岩和页岩。大部分的鲍玛层序不完全包含上面五种要素，因为原先沉积的浊积岩上部细粒部分，会被浊流连续侵蚀。如此便保留了连续浊流的粗粒部分，并堆积或混杂成厚砂岩，形成高品质储层。（图3d3）。深海体系可分为三个沉积省，包括海底峡谷、浊流谷和分流河道复合体（图3d4）。这些沉积省中最重要的三个砂岩相是与浊流谷相关的海底河道充填、薄层天然堤或漫滩沉积，与分流河道复合体相关的席状或舌形砂岩（图3d5）。河道充填相沉积由块状或向顶部变细的混杂块状且具平行层理的砂岩组成（图3d6）。它们充填海底河道，并被侵蚀至下伏沉积物，形成在测井中难以对比的孤立砂体。在河道堆积并相互侵蚀的地方，其净毛比和砂岩连通性比含有孤立河道充填砂体的沉积体系要大得多。与河流河道相比，海底河道非常大，其宽度可从数百米延伸至数千米，深度可从数十米一直到数百米。薄层天然堤沉积相在浊流溢出河道时形成于海底河道附近（图3d8）。天然堤沉积由波状层理砂岩组成，并含有粉砂岩和泥岩细夹层，所以使用电缆测井来分析对比非常困难。该砂岩和页岩厚度通常小于1厘米（图3d9），因此其测井响应可能被解释为较厚、低品质页质砂岩。因此天然堤砂岩常被高估为远景储层。遗憾的是，该薄层砂岩的净毛比很高，特别是在堤岸底部，并且在侧向上连续性可从几百米延伸至几千米（图3d10）。这意味着一个大型油气藏的出现，并可以高速产出（图3d11）。席状/舌形沉积相是在海底河道下游端形成的砂岩沉积（图3d12）。席状沉积相由分层的、混杂的席状岩体组成，其在测井中显示为块状或向上变粗的特征。混杂席状岩层具有侵蚀特征，形成砂砂的直接接触，具有很高的净毛比（图3d13）。分层席状岩层则不易侵蚀，使其能保留鲍玛层序的上部，并具有较低的净毛比。在露头上，席状砂岩在侧向上具有长距离的连续性，说明在井井之间有很好的储藏连通性（图3d14）。在下倾方向，混杂席状砂岩渐变为分层砂岩，具有薄层、细粒和低净毛比特征（图3d15）。舌形沉积相以离散的舌状砂岩沉积为特征，砂岩表现为补偿关系，表现为上覆舌形砂岩的薄层部分覆盖在下伏舌形砂岩的厚层部分上（图3d16）。在内部，这些砂体含有多尺度的退覆页岩，可划分独立的舌形体（图3d17）。需要记住的是，海底沉积体系是指盆地底部从大陆架前端的河道充填砂岩到河道天然堤复合体和席状舌形砂岩的连续沉积过程（图3d18）。储层可能包含其中的部分或者全部要素，为了更有效地开发，识别它们并了解它们在厚度、侧向连续性和岩石物性上的变化至关重要（表3d1）。加利福尼亚州威尔明顿油田长滩段就是深海砂岩储层的一个很好例子。石油储藏在半固结、浊流舌形或席状砂岩中，总厚度约为1,000米（图3d19）。连续的页岩依据渗透率（10100毫达西）将油藏分成多个储层，渗透率取决于岩石的粒径、分选性和粘土含量。根据储层的厚度和渗透性，选择垂直井或水平井对每个储层单独注水。过去的15年中，使用3D地震数据、储层模拟、注水方式、水压裂隙和其他技术来优化注水井设计，证实储量增加了13,500万桶。4. 层序地层学4a.引言层序地层学是一种划分地层的方法，它以不整合面为边界，将一套地层划分为一些可对比的地层单元。通常，由于海平面的相对变化，这些不整合面在侧向上的延伸可以达到几十到几百公里。而海平面的变化则是由海水体积的全球性波动（比如冰川作用）引起的，通常造山运动使海平面上升，盆地的沉降使海平面下降。因此，层序地层的界面为地层对比和成图提供了一个框架。这些界面之间的沉积相类型在时间和空间上有成因联系。这些沉积相可以属于不同的沉积环境，而沉积环境又可以属于层序界面之间不同的体系域。在本章中，首先给出了关键的地层学原理，并定义了诸如像准层序、层序边界和海泛面等关键的地层学术语，阐述了一般的层序地层模式和体系域的概念，进而讨论了如何使这种模式应用到地层的对比和解释工作中，最后讨论了层序地层模式在开发地质中的适用性。4b.基本概念层序地层学是研究在年代地层格架内岩石关系的学科，它是以侵蚀面和沉积间断面为边界的、重复的、成因上有联系的一套地层。它与传统的岩石地层格架形成鲜明的对比，岩石地层格架只注重使用测井模式识别进行相似的岩石类型对比（图4b1）。层序地层不仅使用岩心和测井资料，还使用地震、生物地层和海平面信息，同时考虑沉积体系中砂体之间的几何关系来进行解释（图4b2）。它的出现将对解释砂体品质、砂体连通性以及最终如何开发油气藏产生深远的影响。层序地层学的应用以几个地层学原理为指导。第一，一套地层序列的上部地层形成时间要比下部晚，并且认为如果不是遇到沉积尖灭，那么这些地层在横向上是连续的。这些沉积地层的尖灭和侵蚀就形成了不整合，以沉积相类型和产状（走向和倾角）的突变为特点，也可导致很长一段地质历史时期内岩石记录的缺失。第二，在同一地区，只有在横向上相邻发育的沉积环境，才会使相在垂向上依次叠复（瓦尔特相律）（译者注：只有在横向上成因相近且紧密相邻而发育着的相，才能在垂向上出现而没有间断）。这个概念有助于我们预测垂向和横向上连续的沉积相类型，以及识别何时出现不连续。例如，一个进积型临滨是由下临滨，上临滨和前滨沉积物组成，是一个向上变粗的序列。如果由下往上是从下临滨砂岩到海相页岩这样的一个变化，那么这可能表明相对海平面的突然升高和海岸线向陆地方向的迁移。同样，也可能是海平面的突然下降，上覆上临滨和前滨砂体遭受侵蚀，之后海平面上升并沉积海相页岩。第三，为了理解古岩石记录，我们必须理解现代沉积环境的作用过程，并将它应用到我们的解释中。这就是我们所说的“现在是了解过去的一把钥匙”（莱伊尔定律）。尽管岩石形成的速率和主要沉积类型不同，但数百万年前岩石的形成过程和现在是相同的。例如，在几个地质历史时期，包括泥盆纪和晚侏罗纪，缺氧的泥质沉积物占优势，形成了丰富的烃源岩。4c.专业术语任何层序的基本结构单元都是准层序，准层序是一套成因上有联系的、以海泛面和与之可对比的面为界的连续地层。图4c1是进积型临滨形成的向上变粗的准层序，海泛面是分隔新老地层的界面，在它之上水体深度突然增加。图4c2显示了一系列进积型准层序和分隔它们的海泛面。多个准层序称为准层序组（图4c3）。向海进积的准层序组是由地壳抬升增加了沉积物供给或者可容纳空间的减少而形成的（图4c4），而向陆退积的准层序是由沉积物供给的减少或可容纳空间的增加形成的（图4c5）。最大海泛面是退积型准层序组向进积型准层序组的转变点，标志着一个层序内水体最深的沉积相向陆地推进的最大程度（图4c6）。如果沉积物供给和可容纳空间达到平衡，将形成垂向叠加或加积准层序。图4c7是一系列典型的准层序组，分别代表进积、退积和垂向加积模式。如果相对海平面显著下降，就会形成一个区域性的不整合面，叫做层序边界（图4c8）。特点是陆上侵蚀和向盆地方向的相变。以前的海岸线将被侵蚀，形成深切谷，沉积物在大陆架只是过路作用，搬运到新的海岸线，形成陆棚边缘三角洲。其中一些沉积物还可以从海底峡谷通过，形成海底扇泥石流或浊流沉积在深海盆地。随着海平面上升，陆棚被海水侵蚀形成海侵面（图4c9），它的特点是对下伏沉积物进行风选，使粗粒物质聚集为海侵滞留沉积。滞留沉积物上面沉积的海相页岩称为凝缩层，因为与沿新海岸线近陆的对应地层相比，它是在沉积速率减缓（悬浮的粉砂和粘土从水体中沉积下来）的条件下形成的。图4c10包括了上述层序地层模式描述的整个过程。随着与较低层序边界相联系的海平面下降，形成了陆棚边缘三角洲和海底扇。随后海平面上升，形成海侵面以及其上的退积型准层序组。最大海泛面标记了水体最深时的沉积相向陆地方向所能达到的最远位置，随后的进积型准层序组到层序边界终止。4d.层序地层实例实例（图4d1）是阐述层序地层原理最好的方法。假设海平面沿现有的海岸线下降50英尺（A），由于大陆架上海水一般都比较浅，新海岸线将向海迁移几十英里。新海岸线之后的陆地以侵蚀为主，将被切割形成深切谷（B）。因此而形成的侵蚀面就叫做层序边界。当海平面开始上升，沿海岸线上的深切谷将被淹没而形成河口湾（C）。河流携带泥沙流入河口湾，通过波浪和潮汐的改造形成在准层序1上看到的潮汐砂坝和潮坪。随着海平面继续上升，海岸线向陆推移几十英里（D），河流将携带的沙沿新海岸线倾卸，只有粉砂和泥随洋流到河口湾。从图AC（边缘海洋环境，海水深度30英尺以内）中砂质沉积物到图D（完全的海洋环境，海水深度大于100英尺）中上覆的泥和粉砂通常是突变的。这个层序边界由海泛面勾勒，薄层状的粗砂和骨屑是海泛面的局部标志，它们由波浪作用改造而聚集形成海侵滞留沉积。沉积在下面的层序边界和上面的海泛面之间的边缘海沉积物，是准层序的一部分。这些沉积物是在一幕海侵中形成的，因而有成因上的联系。回到实例（图4d2），假设海平面又开始下降，这次下降的程度相对较小。河流携沙到海岸线，沉积于三角洲（E）。随着三角洲向海推进，海泛面上的沉积物含砂率将越来越高，砂体向上增厚、粒度增大。假设海平面在某个点再次上升，淹没海岸线和三角洲，形成海泛面，那么上面将沉积泥质沉积物（F）。第一和第二海泛面之间的三角洲沉积形成第二个准层序。因此，随着相对海平面的波动，准层序将依次叠置沉积，互相之间以海泛面为界，堆叠出进积、加积和退积型准层序组。在某一时刻，海平面大幅度下降，形成层序边界（H），整个过程又将重复进行。4e.体系域体系域（如图4e1）指在特定的相对海平面位置形成的一组有联系的沉积环境。他们包括高水位体系域（最大海泛面到层序边界）、低水位体系域（层序边界到海侵面）以及海侵体系域（海侵面到最大海泛面）。在高水位体系域中，相对海平面较高，沉积物沉积在大陆架上，使得深海盆地的沉积物欠补偿（图4e2）。海岸线上的河流体系向陆地方向加积，滨海沉积物向大陆架进积（图4e3）。在低水位体系域中，相对海平面下降，河流切割大陆架形成深切谷（图4e4）。剥蚀后的沉积物被河流携带到陆棚边缘三角洲，也可作为前三角洲楔状体的一部分沉积下来，或者被带入到深海盆地底部而形成海底扇沉积（图4e5）。因为在这个过程中大陆架只作为沉积物经过的场所，所以这个过程称为沉积物过路作用。早期低水位时期的特征是河流冲刷剥蚀，但在低水位晚期随着海平面重新上升，河流沉积物开始加积到大陆架上（图4e6）。在海侵体系域中，相对海平面上升，海岸线向陆迁移，在后面形成残存的陆棚边缘和陆棚（图4e7）。下伏沉积物经过改造，形成海侵滞留沉积。如果沉积物供给充足，海平面上升很快，那么滞留沉积上的海侵砂质沉积物将会保存下来。海侵面上的沉积物将形成典型的退积型准层序（图4e8）。图4e9包含了三种不同体系域的一套典型的的测井特征和叠加样式。高水位体系域的特点是由推进的海岸线形成的向上变粗序列。在低水位体系域中，海平面下降形成层序边界，在低水位晚期加积形成向上变粗的地层层段。在海侵体系域中，由于持续沉积粒度更小的粉砂和粘土，所以在海侵过程中，会形成一个向上变细的序列。4f.层序地层学的应用层序地层原理的应用可通过以下几个步骤实现。第一步，通过地震反射的几何关系识别层序边界和其他界面，构建基本的格架（图4f1）。例如，侵蚀削截之后伴有上超就是层序边界的特征。图4f2是一个水平切片，显示了深切谷作为陆棚边缘三角洲的物源区。第二步在层序内部识别体系域，主要考虑其几何关系（上超、顶超、下超）、地震相（连续反射，丘状反射等）以及与海岸线的相对位置关系（图4f3和4f4）。第三步，将地震解释、测井资料结合起来，通过识别和匹配不同的测井曲线样式来对比海相页岩标志层（图4f5）。切记：对于特定的沉积环境，测井曲线样式并不唯一（图4f6）。因而只有通过第四步的工作岩心描述和测井资料，才能确定沉积环境（图4f7）。一旦解释出沉积环境，就可用它来编制古环境图以便确定厚度更大、质量更好的砂岩位置。4g.与开发地质的相关性20世纪70年代晚期，层序地层学首次以地震地层学的形式被引入中国，这些概念和术语被运用到通过二维地震资料可见的沉积岩层中。这些岩层一般有几十到几百米厚。起初，这些技术被用来预测盆地内特定地层中富含砂的沉积相的产出位置。此后，层序地层学在以下两个方面有了重要的进展。第一，层序地层学概念和术语的复杂性和多样性有了显著提高；第二，解释精度大大提高。这就使得在一个特定的盆地内定义区带类型成为可能，主要包括高水位三角洲、临滨砂岩、低水位陆棚边缘三角洲和浊积物。结合层序地层学原理和高分辨三维地震资料，能够对储层范围做出更加精确的解释。层序地层方法可通过多种方式影响储集砂体的几何形状、连续性、品质和位置等。比如，海平面上升过程中深切谷和河口湾将被砂岩和页岩充填，而层序边界限制了它们的几何形状和规模。海侵面削截砂体，聚集骨屑物质形成成岩作用胶结物。海泛面之下的准层序顶部沉积物受到波浪和潮汐的改造，这样就提高了储层性质。准层序组不管是进积型的还是退积型的，它都会对上倾和下倾方向储层性质和厚度产生影响。层序地层对比会对储层的解释产生很大影响。曾经被认为是连续的砂岩，在注水的时候可能会发现实际上是不连续的（图4g1）。走向上连续的砂岩可能在上倾和下倾两个方向上尖灭（图4g2）。曾经认为的分流河道，以及相关的决口扇和河口坝沉积物，实际上有可能是深切谷（图4g3）。假如这样，可能存在下倾程度更大的低水位扇体和浊积岩作为有利储层。为了作出最正确的解释，必须使用包括地震、岩心、测井和工程数据（速率、压力和流体性质）在内的所有资料。如果开发地质工作者仅仅使用测井资料和层序地层学原理，他们可能会发现很难对储集砂体的几何特征、连续性和品质做出清晰明确的判断。（图4g4）。运用层序地层学进行地下地层等时线（time-line）对比的基本概念对于编制储层分区图是十分重要、正确和有用的。但需要注意的是，流体不是沿着等时线而是通过渗透的通道运移的。只有当储层的非均质性和等时线一致的时候，它们才对了解储层动态起重要作用，伴随海侵面形成的低渗滞留沉积就是一个很好的例子。当渗透率的差异性和等时线不一致的时候，它们就跟流体流动建模无关。这是理解流动单元概念的基础，该手册后面将会讨论。5储层地球物理学5a.引言储层地球物理学是地球物理学的一个分支，它的主要目的是解释地震数据，以建立地质细胞模型。该模型可以用于确定油气地质储量，开展数值模拟，以及部署新井。储层地球物理学的另一目的是识别其他潜在油藏，包括附近扩边井远景区、更浅层或更深层远景区，以及适合开展增采措施的油藏区块。储层地球物理学所用的主要数据集为3D地震数据体。随着更成熟的数据采集、处理和解释技术的出现，3D地震数据对油田开发的影响将越来越大。它不仅应用于构造解释、确定油藏边界和流体接触面，同时也越来越多地应用于地质细胞模型中的相、孔隙度、裂缝及饱和度的分配。图5a1是储层地球物理学影响油田开发的一个实例。图中显示，用3D地震数据确定现有油田的剩余油区块，带来了油田的增产。借助大斜度井成功定位这些区块，使年产油率提高到原来的三倍。图5a2是储层地球物理学典型的工作流程图，先采集并处理地震资料，接着进行地震解释以建立一个基本构造框架。然后通过地震反演和属性提取，从地震数据中获得信息，指导地质细胞模型油藏特性的分布。这项工作必须与岩心、测井、生产和试井数据结合进行，以建立一个经过合理校正的模型。该模型可以用于数值模拟、钻井部署和油藏开发。本章给出了地震术语和主要概念，并附有地震数据采集和处理的基本原理。接着讨论了地震数据解释的步骤，并对如何应用波阻抗和地震属性数据，提出了深刻见解。最后，本章简述了直接烃类显示（DHI）和4D地震数据的应用。5b.术语和基本概念在讨论地震数据如何采集、处理和应用之前，熟悉储层地球物理学的关键术语非常重要（图5b1）。其中最重要的两个概念是：频率和波阻抗。如图5b2所示，频率随深度增加而降低，由此造成地震数据垂直分辨率的降低（图5b3）。所以，在采集地震数据之前，进行正演模拟尤为重要。由正演模拟可以确定获取目标区域地下特征所需的频率。波阻抗是岩石速率和密度的乘积，正是由于不同岩层间波阻抗的差异，造成地震道集上的振幅变化。地震波速受众多因素影响（图5b4）。当流体密度增加，或碰到高密度岩层，或穿透到更深部位（岩石紧束压实、裂隙闭合）时，波速都会变大。而当孔隙度增加，泥页岩含量增加，或孔隙压力增加（支持更多负载，保留了孔隙，压实减小）时，地震波速变小。特别是，如果有少量气体（约5%）出现，波速会显著减小，这可能会导致将其误判为一个重要气藏。岩石的密度受它的孔隙度、流体密度和基质密度控制（图5b5）。例如，煤具有很高的微孔隙度，这不仅导致了较低的波速值，同时也造成了较低的密度值。这使得它们在地震上很容易识别，因而在振幅或波阻抗中作为对比标志非常有效。同样，玄武岩或其他火成岩层也是如此，它们很致密，相比附近的岩层具有更大的波阻抗。岩层波阻抗差异和厚度极大影响了从地震数据中识别岩层的能力（图5b6）。对许多岩层而言，其识别取决于地震数据的质量，包括信噪比和所用子波类型。波长也起很重要的作用，因为，如果岩层厚度小于四分之一波长，则不可能清晰显示岩层顶底反射面。这个厚度被称作调谐厚度，以振幅增强（相长干涉引起）为特征（图5b7）。当岩层继续减薄，厚度达到岩层分辨率的八分之一时，则将难以识别。地震数据的横向分辨率取决于菲涅耳带的宽度（图5b8）。当菲涅耳带宽度随深度加深而增加时，横向分辨率降低。图5b9总结了一些典型的地震数据分辨率限制因素。垂向上，地震的分辨率通常为510米，而测井为0.1米。这意味着在建立一个地质细胞模型时，测井数据必须重新调整到地震数据的分辨率，使两者可以匹配。水平分辨率则相反，地震的水平分辨率大约为25米，而测井通常为500米或者更大。因此有必要应用以上两个数据集来建立一个有