油层组储层综合研究及评价毕业设计.docx
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油层组储层综合研究及评价毕业设计
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鄂尔多斯盆地姬嫄地区罗1井区长8-1
油层组储层综合研究及评价
前言
1论文来源及目的意义
本题目来源于长庆油田研究院油藏评价室的科研项目《鄂尔多斯盆地姬嫄地区罗1井区长8-1油层组储层综合研究及评价》。
储层综合研究及评价的目的是为了寻找、认识、改造储层，充分发挥储层能量，以达到提高勘探开发效益的目的。
因此合理、客观、快速地对储层进行评价和分类具有十分重要的意义。
由于近年来我国原油消费量的持续增长，以及基于国家石油战略方面的考虑，开发和利用好低渗透油藏对保持我国的国民经济的持续发展有着重要的基础保障作用。
为了对这部分储量进行有效的动用，必须对其进行科学的评价。
鄂尔多斯盆地姬源油田罗1井区长8:
油藏属于低孔、低渗储层,储层横向变化快,非均质性严重,由于其处于开发早期,目前对沉积微相类型，平面展布规律认识不清,对砂体的空间展布规律缺乏整体认识,非均质性刻画尚欠精细,储层参数不够准确,也没有建立精细的储层模型,这些问题严重影响了油田的勘探开发工作,制约了油田合理的油藏开发技术政策的制定和开发方案的确定"因此,对储层进行综合评价,预测有利区带,是解决上述问题的关键。
姬嫄地区作为鄂尔多斯盆地的主要产油区之一，具有丰富的油气资源,经过近几年的勘探工作，对其有了一些初步的认识，研究区构造单元属伊陕斜坡中部，具有低孔、低渗、低饱和度的储层特征，属于典型的低渗特低渗油气藏，发育岩性油气藏和岩性一构造油气藏。
本文旨在通过对罗1井区长8-1油层组的岩石学特征成岩作用的研究，同时结合沉积相及岩相古地理的研究，在全面分析储层特征的基础上，找出影响储层物性的主控地质因素，发现其形成及分布规律，进而对有利区带进行预测，优选出勘探目标，为石油勘探与开发提供依据。
2研究现状和趋势
储层评价目前采用的方法总体上分为定性评价和定量评价两大类。
定性评价主要
以孔隙度和渗透率为评价依据，将储层分为好、中、差3个等级。
此外也结合岩石成分，结构（粒度、分选、磨圆）、杂基含量、成岩作用、压汞和退汞参数等指标，评价储层的储集性能。
定性评价是初步和大略的。
储层定量评价方法近年得到快速发展并广泛应用。
定量评价方法主要有灰色理论、综合评判函数法、主成分分析法、聚类分析及模式识别法、层次分析法、神经网络等，这些现代数学地质方的的引入以及流动单元、分形理论等新研究方法的兴起，推动了储层评价研究水平的提高。
国外储层评价方法主要研究勘探与开发结合、沉积与物性研究结合、宏观与微观结合、描述与机理研究结合的方法，大致有储层类型、特征、成因、分布、演化、测试技术，预测与评价方法等七个方面的评价技术。
尽管针对我国陆相低渗透油藏特点发展了一系列实用、有效和先进的储层表征及评价技术方法,但仍面临许多难题。
如勘探评价阶段基于露头与钻井资料协同的精细地质模型的建立、特低渗储层裂缝三维定量模型、特低渗储层成岩作用与沉积微相相互作用对储层质量的影响作用、特低渗储层孔隙结构模型及微孔隙定量化技术、特低渗储层测井评价等。
储层评价发展的趋势是结合新的理论，充分利用现有的一切新兴技术，从定性评价发展到定量评价。
且近年来流动单元研究、分形理论，等新兴理论在储层平中的应用得到了迅速的发展。
随着计算机技术的迅猛发展，地质学家把这一技术与以往的储层研究技术方法相结合，建立了储层地质模型和计算机三维地质模拟，促使储层研究从定性化向定量化、可视化方向发展。
而对于姬嫄油田低渗砂岩的研究来说大量研究表明其孔隙类型主要有粒间孔、溶蚀孔、微孔、晶间孔、微裂隙,主要以中小孔为主,孔隙半径常常小于50um,在特低渗储层中粒间孔主要为残余粒间孔,且数量上小于溶烛孔。
同时,微孔和微裂隙明显增加;喉道类型主要为点状喉道、片状喉道和管束状喉道;孔喉组合类型主要有中孔细喉型、小孔细喉型和微孔、微喉道及微裂隙混合型。
它们的组合非常复杂,给油田开发带来更大的难度。
另外低渗透油藏评价新思路一必须引入新参数,在评价特低渗透储层及其划分标准时,在采用渗透率、孔隙度、有效厚度、有效厚度钻遇率、喉道中值半径、泥质含量、碳酸盐含量等常用参数的基础上。
充分考虑低渗透储层的特点,引入反映低渗透渗流特征的参数,建立新的适应特低渗储层特点的评价指标体系。
低渗透储层的微相类型和岩相类型与储层演化也密切相关。
如在鄂尔多斯盆地延长组储层中,同一沉积体系的不同微相砂体的储集性能差别大,其成岩演化特征亦不相同。
可以说,岩性微相一成岩相同时控制了储层孔隙的演化,寻找这种有利的成岩一储集相带关键是在沉积微相研究的基础上,勾画出有利的岩性微相和储层的成岩相。
3研究方法与思路
本次研究在了解盆地区域地质背景的前提下，研究盆地地质构造和沉积相对含油储集体形成的控制作用；在储层沉积学研究的基础上，分析储集层的岩石学特征、孔隙度发育特征；矿物的溶解作用于次生孔隙的形成机制，研究孔隙成因类型、裂缝分布特征及其控制因素。
在以上研究的基础上，对研究区长2目的层的储层进行综合评价。
研究流程见图1-1.
图1-1研究流程图
1区域地质概况
1.1概况
鄂尔多斯盆地是位于华北地台西部的大型克拉通叠合盆地，为中国第二大沉积盆地，面积25×104km2，是一个稳定沉降、坳陷迁移、扭动明显的多旋回内陆克拉通含油气盆地（田在艺，1996；任纪舜，2000）。
晚三叠世由于印支运动的影响，使得晚古生代一中三叠世的华北克拉通坳陷盆地逐渐向内陆转化（刘少峰等，1997）。
鄂尔多斯盆地延长组为大型三角洲沉积建造，充填序列记录了该大型湖盆初始发育、快速拗陷至湖退兴衰的完整序列。
姬源地区位于姬塬地区位于鄂尔多斯盆地陕北斜坡中西部。
陕西省定边县、宁夏回族自治区盐池县及甘肃省环县交界处。
该区构造位置横跨陕北斜坡和天环均）陷两个构造单元，具有东北高西南低的构造特点。
罗1井区位于鄂尔多斯盆地天环拗陷东部，东邻陕北斜坡，是姬塬油田的一个重要产油区块，上三叠统延长组长81为其主要含油层系。
罗1井区在区域构造上为一东高西低的单斜，地层倾角集中于0.5°左右，区内断层和褶皱不发育，小范围内由于差异压实作用形成了一系列宽缓的鼻状隆起。
图1-2鄂尔多斯盆地构造分区图
1.2区域构造背景
鄂尔多斯盆地构造演化过程划分为以下六个构造演化阶段:
1、基底形成阶段（太古代——早元古代）
鄂尔多斯盆地基底属于华北地台的组成部分,这一变质基底是早元古代末期固结的。
盆地最老的基底约为20?
25亿年,此区域划分为华北地台基底中最古老的陆核区之一。
2、坳拉谷阶段（中晚元古代）
中晚元古代,吕梁一中条运动之后,鄂尔多斯地区的构造发展进入了新的阶段。
区内主要有贺兰坳拉谷与秦晋坳拉谷,它们分别以近南北向和北东向插入古陆内部,并具有向北和北东方向收敛,向南及西南力向敞幵的楔形轮廓。
经过晋宁运动,上述大陆裂谷关闭,形成统一的中国地台,这一构造层也是鄂尔多斯盆地的基础。
3、浅海台地阶段（早古生代）
早古生代时期,即晋宁运动后,鄂尔多斯盆地表现为稳定的整体升降运动,在陆块内部形成典型的克拉通坳陷。
在此阶段内,鄂尔多斯地区南北为加里东地槽所控制,东西为残存的坳拉谷所夹持,形成北高南低、中间高东西两侧低的古地貌背景。
4、滨海平原阶段（晚古生代——中三叠世）
杨俊杰、裴锡古等认为,晚古生代时,鄂尔多斯地区在阴山火山弧向南俯冲、秦岭火山弧向北俯冲的作用下,其北缘及南缘相对仰冲而隆升;而贺兰坳拉谷于中石炭世再度拉幵,较早地接受沉积,形成上古生界区域性沉降带。
至早二叠世盆地上升为陆,干旱气候再度出现,揭幵了陆相沉积的序幕,二叠世晚期,盆地进入全面陆相沉积阶段,湖泊逐渐开始萎缩。
5、内陆盆地阶段（晚三叠世——早白垩世）
从晚三叠世以来,盆地演化进入了大型内陆差异沉降盆地的形成和发展时期。
三叠纪末期印支运动和随后的早期燕山运动,使全盆一度整体抬升,并遭受剥蚀及变形。
到早侏罗世早期转为沉降,早侏罗世中期继续沉降,中侏罗世后的燕山运动又使盆地开始抬升,仅盆地西南部具有晚侏罗世沉积。
直至早白垩世初期盆地东缘上升为山、南缘及西缘也再度上升,形成四周升起,封闭统一的盆地。
在此期间,盆地地层变形基本定型,内部六个主要构造单元形成,盆地东倾单斜转化为西倾单斜,并在单斜背景上叠加了一些轴线向西环一带收敛的近东西向延伸的小鼻隆,形成了现今盆地西深东浅、南低北高的地向斜,此时陕北斜坡渐具规模且占据盆地中部广大地区。
6、断陷阶段（新生代〉
燕山后期和喜马拉雅期运动使盆地抬升,导致早第三纪（渐新世）在盆地西部天环坳陷北部有一些盐湖、河流沉积;渐新世以后,受喜山I幕的影响,盆地全面上升,第四纪形成黄土沉积。
在此期间,盆地内部地层变形和主要的六个一级单元及次级构造得到加强并定型。
盆地构造形态总体显示为一东翼宽缓、西翼陡倾的不对称大向斜。
盆地边缘断裂、褶皱较发育，而盆地内部构造相对简单，盆地内无二级构造，三级构造仅发育一系列幅度较小的鼻状隆起，圈闭较好的背斜构造发育。
罗1井区位于鄂尔多斯盆地天环拗陷东部，东邻陕北斜坡。
1.3地层系统
1.3.1区域地层特征及划分
鄂尔多斯盆地上三叠统延长组是我国陆相三叠系地层中出露最好、研究最早、发育比较齐全的地层（李克勤，1992；宋国初，1993；李文厚，1999），是鄂尔多斯盆地内陆湖盆形成后的第一套生储油岩系、主要含油层位，也是研究区最主要的勘探开发层系。
其底部与中三叠统纸坊组呈平行不整合接触，顶部受到不同程度的剥蚀，与侏罗系延安组或富县组呈角度不整合接触。
鄂尔多斯盆地延长组为大型三角洲沉积建造，充填序列记录了该大型湖盆初始发育、快速拗陷至湖退兴衰的完整序列。
研究区钻井资料揭示地层自上而下为:
第四系、侏罗系延安组、富县组（部分区域）、三叠系（延长组未穿）,缺失白垩系地层。
延长组顶部与侏罗系延安组或富县组呈平等不整合接触,侏罗系地层保存不完整。
部分区域缺失富县组,延安组直接不整合覆盖在三叠系之上。
由于流水的侵蚀,部分地区三叠系或侏罗系地层出露地表。
延长组底部与中三叠统纸坊组顶部呈平行不整合接触关系相划分开。
延长组也是研究区主要的含油层位，自下而上划分为10段，长10段－长1段，油气主要富集在长2段、长3段、长6段和长8段中。
鄂尔多斯盆地三叠系延长组油层组又可以进一步划分小层（见表1）。
表1鄂尔多斯盆地三叠系延长组地层划分及主要标志层
系
统
组
段
油组
小层
厚度
岩性特征
标志层
（m）
名称
位置
侏
罗
下
统
富县组
0-150
浅灰色厚层块状石英砂岩、细砾岩夹紫红色泥岩
三
叠
系
上
统
延长组
五段T3y5
长1
70-90
浅灰色细砂岩、灰绿色泥岩，炭质页岩及煤层
K9
底
四段T3y4
长2
21
灰绿色厚层中、细砂岩、灰色泥岩，炭质泥岩夹煤线，砂岩呈透镜体，组成三个韵律旋回。
K8
底
22
23
K7
底
长3
31
浅灰、灰褐色细砂岩、暗色泥岩，炭质泥岩煤线，砂岩呈透镜体，有三个韵律层。
K6
底
32
33
三段T3y3
长
4+5
4+51
40-50
暗色泥岩、炭质泥岩煤线夹薄层粉-细砂岩。
顶部为中层长石石英砂岩。
K5
中
4+52
40-50
浅灰色粉、细砂岩与暗色泥岩互层。
长6
61
40-50
绿灰、灰绿色细砂岩夹暗色泥岩
K4
顶
62
25-45
浅灰绿色粉-细砂岩夹暗色泥岩
K3
底
63
30-50
灰黑色泥岩、泥质粉砂岩、粉-细砂岩互层夹薄层凝灰岩。
K2
底
长7
71
90-120
中上部以暗色泥岩和油页岩为主，夹薄层粉-细砂岩，下部为薄层砂岩与暗色泥岩。
K1
中上
72
73
二段T3y2
长8
81
80-95
厚层浅灰色粉-细砂岩、砂质泥岩夹暗色泥岩。
82
厚层灰色中细粒长石石英砂岩、泥质砂岩夹暗色泥岩。
长9
90-120
暗色泥岩、页岩夹灰色粉-细砂岩
K0
顶
一段T3y1
长10
280
肉红色、灰绿色富含氟石长石砂岩夹粉砂质泥岩，具有典型麻斑构造。
1.3.2研究区地层特征及划分
长8油层组为姬源地区的主要产油层之一,岩性为暗色泥岩!
砂质泥岩夹粉细砂岩,按照岩性与电性特征!
厚度及沉积旋回,可进一步划分为长81和长82两个亚油层组,本次研究的目的层段为长81亚油层组，长81油层，可进一步细分为长811和长812两个小层。
经统计长81层厚度在（40—46）m之间，长811和长812小层厚度相近，厚度在（19—25）m之间，按照层序地层学的划分，长811又可划分为长811-1和长811-2，长812-1和长812-2.
2沉积相
储层研究在不同的勘探与开发阶段、不同类型储层研究的重点不同，运用的方法和手段也不同。
在区域勘探阶段，以储层构造、成因、沉积环境、储层特征及其空间展布、岩石学特征等为主进行研究，目的是了解和认识储层特征，预测有利储层。
沉积相分析研究有助于提高预测岩体性质、储集空间、几何形态、产状与分布的能力，因此在研究中无疑是重要的基础工作。
油田储层沉积相的地质研究主要是根据露头与岩心描述资料，结合钻井取心和综合录井资料、测井资料及相关测试分析资料等建立完善的垂向与横向综合沉积相剖面，从而形成储层在研究区域内纵向上和横向上发育、分布的基本格架，并在沉积模式的指导下进行平面沉积相分布研究，即遵循：
点→线→面的研究流程。
而直接的沉积相资料则来自于岩心，通过对岩心沉积剖面的岩性、古生物、地球化学等方面的研究，揭示地质时期沉积环境及演变规律。
2.1沉积相标志
相标志是指最能反映沉积相的一些标志，它是相分析及岩相古地理研究的基础，包括岩性标志和古生物标志和地球化学及地球物理四类[2]。
2.1.1岩性标志
（1）颜色
颜色是沉积岩最直观、最醒目的标志,除取决于成分外,与其沉积环境也有密切的关系，因此,在判别沉积环境时,沉积岩的颜色具有非常重要的作用。
沉积岩中最主要的色素是有机质和铁质,当沉积岩中含有机质及分散状硫化铁和白铁矿时,呈暗色,且含量越高,颜色越深,说明形成于还原环境或强还原环境"当沉积岩中含有Fe3+矿物,如褐铁矿、赤铁矿等时,则呈褐黄色或红色,反映氧化或强氧化环境,如河流、冲积扇等陆
上环境。
研究区长81油藏砂岩以灰绿色、灰色和深灰色为主,泥岩均为深灰色或黑色,无水上氧化条件下的红色沉积和环线过渡带内的杂色泥岩，说明研究区沉积时长期处于水下还原环境如图。
池12井2596.88米
耿221井2613.46米
图1-3岩心实拍图
（2）岩石成分
姬塬地区长81储层砂岩主要为岩屑长石砂岩，填隙物含量较高。
碎屑成分杂，主要有石英、长石和岩屑等，成分成熟度低，结构成熟度中等偏好。
砂岩粒级以细砂为主，中砂次之。
储层粒径分布中砂含量平均为6.19％，细砂含量平均为75.7％，平均粒径一般在0.10~0.15ｍｍ。
研究区内陆源碎屑体积分数平均为86.1％，其中石英体积分数为23.7％～36％，平均为29.4％，长石体积分数为20.7％～34％，平均为27.4％，岩屑体积分数为13％～34.8％，平均为25.4％。
胶结物含量偏高，部分样品胶结物含量最高可达35％～40％，充填整个孔隙。
研究区长81油层砂体渗透率最大值6.29×10-3μｍ2，最小值0.18×10-3μｍ2，平均0.98×10-3μｍ2；孔隙度最大值14.7％，最小值6.9％，平均值10.75％，属于低孔超低渗储层。
图1-4罗1井区长81
储层粒度分布图
（3）镜下薄片可以观察到碎屑岩的结构颗粒呈次棱角状，颗粒支撑，分选中等－好，颗粒之间以线状、凹凸状接触为主。
对研究区镜下薄片的观察发现，姬塬地区长８1储层在埋藏过程中，整体上都经历了不同程度的压实作用，部分薄片颗粒定向—半定向排列或见石英颗粒的裂纹或见成岩裂缝[3]。
胶结作用主要有碳酸盐胶结，硅质胶结和粘土矿物胶结，但是以碳酸盐胶结为主，在研究区普遍分布，胶结方式主要为:
加大孔隙式和孔隙式，可见研究区储层岩石结构成熟度较低[4]。
（4）沉积构造
沉积构造是沉积岩在沉积过程中或沉积后固结成岩前形成的构造现象，包括原生沉积构造和次生沉积构造。
它是沉积物沉积时水动力条件的直接反映，具有良好的指向性。
沉积构造具有重要的研究意义：
确定沉积环境；确定地层的顶层和层序；分析恢复水流系统、指出水流状态。
研究区常见的流动成因构造如冲刷面、平行层理、板状交错层理、楔状交错层理，同生变形构造如包卷层理。
根据图1-3岩心观察发现，姬嫄油田罗1井区长81油藏的层理构造显示：
长81油藏的沉积环境具有多样性，既有牵引流，又有波浪化水流。
既有快速堆积的块状层理，又有静水条件下的水平层理，水流动荡复杂，是河流交汇处三角洲复杂水动力的典型沉积。
另外，也存在不多见的变形层理构造，这种沉积说明不大的坡度，形成机制在于在不断加厚的沉积过程中，沉积物处于不稳定状态，想坡底滑动，使得原来沉积的沉积物变形，从而形成这种特殊构造。
2.1.2古生物标志
在不同的沉积环境中都有与环境物理化学因素相适应的生物组合、生态特征，并随着环境条件的改变而不断持变化和更替。
生物组合、生态特征是判别古沉积环境的重要标志。
研究区长8;油藏中所见生物化石不多,主要是植物碎屑、根类、炭屑和煤
线，其中最常见、数量最多的是碳化植物碎屑及碎片,大多保存不好,茎，叶分
开,因未见海生生物化石，总体只能反映本区为湖泊沉积背景。
2.1.3测井曲线
测井相分析是依据不同的测井资料进行沉积相的识别与研究,因此它是地下储层沉积相识别的基础手段之一,也是进行小层（油藏）对比最基本，最直接的证据（裘铎楠,1990），测井曲线的幅度及形态特征是地下岩性特征及其组合的反映，不仅能作为地层划分和对比的标志，也可以用于相分析方面[5]。
在储层研究中选用测井资料标准为：
能反映油层的岩性、物性、电性、含油性特征；能反映油层岩性组合的旋回特征；能反映岩性上各标准层特征；能反映各类岩层的分界面；测井技术成熟，能够大量获取，测井精度高[6]。
测井回应曲线特征包括曲线的异常幅度、光滑程度、齿中线的收敛情况、曲线形态和顶底接触关系等，它们分别从不同方面反映地层的岩性、粒度、泥质含量和垂向变化等特征。
在本次研究中,选取了反映岩性变化的自然电位（SP），自然伽马（GR）,反映孔隙度变化的声波时差（AC）和反映含油性变化的电阻率曲线（R4.0）,通过分析测井曲线的幅度大小，形态，接触关系及组合特征,结合其他测井解释结论及岩心资料,将目的层段分为若干个微相其中,水下分流河道曲线形态表现为钟形或箱形,底部突变,顶部渐变或突变,曲线的幅度较大;分流间湾微相电位曲线低平,中夹微幅值负异常,电阻率曲线低阻;河口坝微相为漏斗形,底部渐变,顶部突变;水下天然堤微相为指状,通常与水下分流河道相伴生,构成向上变细的正旋回。
综上所述,姬源油田罗1井区长8;油藏属于水下还原环境,古生物化石主要为植物碳屑,发育小型交错层理，块状交错层理，平行层理，水平层理等沉积构造,结合测井相标志,研究区属于三角洲前缘沉积。
2.2沉积微相
2.2.1浅水三角洲相平原亚相
三角洲平原亚相为姬源地区重要的沉积相类型之一,还可细分为上三角洲平原和下三角洲平原。
曲流河进入地形平缓的湖盆边缘,河道水流扩散后能量降低,多个分流河道形成枯水线之上的上三角洲平原亚相;枯水线与洪水线之间形成下三角洲平原,沉积物主要卸载于洪水期。
三角洲平原亚相其构成复杂,微相类型有分流河道、天然堤、决口扇及沼泽微相沉积等[7]。
①分流河道
分流河道发育不对称波痕及冲刷充填构造,垂向上呈下粗上细间断性正韵律,中下部以细砂岩为主,发育小型槽状交错层理及楔形交错层理,向上变为粉砂岩,顶部为泥质砂岩与泥岩,发育小型流水沙纹和波状层理等。
分流河道在建设期,往往形成复合叠积型砂体。
由于分流河道的摆动,其砂体形态表现为砂体在垂向上叠置,横向上呈不规则的条带状。
横剖面上为上平下凸的透镜体,多为细粒沉积所包围。
②陆上天然堤
发育于分支河道两侧,呈不对称状的透镜体,沉积物相对分流河道较细,远离河道沉积物变细，泥质增加，常见各种波状层理及波痕。
因沉积厚度薄,电测曲线很少单独出现,常与下伏的河道砂体共同构成向上变细的钟形曲线上部的齿形部分。
③决口扇及沼泽
位于分流河道之间,主要存在着两种沉积作用,即决口沉积作用和越岸沉积作用,这两种作用共同充填着分流间洼地,以粘土沉积为主,含少量粉砂和细砂,泥岩颜色较浅,可见植物根莲或者完整的植物化石,局部可见灰揭色的碳质泥岩。
发育水平层理和透镜状层理,可见浪成波痕及植物残体等。
电测曲线呈低幅的齿状或光滑曲线,或近于平直。
2.2.2浅水三角洲相前缘亚相
沉积微三角洲前缘亚相为研宄区最主要的沉积相类型,位于三角洲平原外侧向海或湖的一侧，处于海平面或湖平面以下，为河流和海水或湖水激烈交锋带，沉积作用活跃进一步划分如下:
1下分支河道微相
水下分流河道为三角洲平原分流河道的水下延伸部分,在向湖延伸的过程中,河道加宽,深度减小,分叉增多,流速减缓,堆积速度增大,砂体以浅灰色中细粒砂岩、粉细砂岩和粉砂岩为主,垂向上多表现为多层正韵律砂体复合叠加,向上粒度呈由粗变细的正粒序剖面结构;砂体底部常见棱角状,杏仁状泥烁沿冲刷面,可见板状交错层理、槽状交错层理、平行层理及沙纹层理等层理类型。
垂直流向剖面上呈透镜状,侧向则变为细粒沉积物,顺物源方向常呈条带状。
②水下分流间湾微相
水下分流间湾为水下分流河道之间相对凹陷湖湾地区,岩性主要为深灰?
黑色泥岩和泥质粉砂岩的韵率薄互层组合,厚度变化较大,一般为l.Om?
5.0m。
沉积构造以水平层理和透镜状层理为主,次为沙纹层理或浪成沙纹层理[8]。
所含化石较为丰富,以炭化植物为主,可见浪成波痕及植物残体等,生物烧动构造与钻孔构造在本微相也较为发育。
剖面结构上,该微相往往位于水下天然堤之上,层内夹有水下决口扇透镜体,顶部或过渡为加深的湖湾相或前三角洲黑色泥岩相,或被河口砂现抑或被分流河道截切超覆。
电测曲线呈低幅齿状或为光滑曲线。
在本研宄区水下分流间湾沉积微相发育,面积相对比较大。
③水下天然堤微相
岩性一般为薄层状粉砂岩（含泥质条带）和泥质粉砂岩互层。
粒序多为向上变细变薄,厚0.5m~1.5m。
底部常发育有小型冲刷面,层内常发育水平层理、沙纹层理以及变形层理、浪成沙纹层理,以前者为主,显示该微相为密度相对较高的流体快速堆积的产物,但处于有湖浪改造作用的浅水环境。
化石多为较为完整的叶片化石和炭化植物基干,生物扰动现象和钻孔构造亦较为常见剖面结构上,常覆盖在水下分流河道之上,易被变粗的水下分流河道或水下决口扇截切,保存不完整,或连续过渡为变细的分流间洼地沉积。
2.2.2 沉积微相展布特征
（1）区域沉积体系平面分布特征
姬塘地区长81砂层组沉积期发育受东北、西北两个物源控制的越式浅水三角洲扇体。
三角洲前缘的水下分流河道自物源区方向向湖泊方向延伸的距离很大,低于湖水位期在湖泊的中心部位发生交汇,显示了受湖平面波动引起的岸线大幅度摆动及其所影响的浅水三角洲沉积特征。
来自不同三角洲扇体的前缘部分的长条状和鸟足状水下分流河道在研宄区中部发生交汇,砂体厚度较大,物性好,是有利的油气聚集的区域。
姬源地区长8i时期发育多条河道控制着工区的沉积分布特征,发育了三角洲平原和前缘沉积亚相,根据沉积相标志研究,将平原与前缘亚相的界线黄216黄160?
黄126?
黄150黄194?
池247连线一带,界线以北是浅水三角洲平原亚相,以南是浅水三角洲前缘亚相。
浅水三角洲平原亚相主要包括分流河道、分流间挂地和天然堤微相。
分界线以南的区域
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