测井地质应用技术6构造形态测井解释.docx
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测井地质应用技术6构造形态测井解释
第六章测井资料井周构造形态分析技术
第一节测井资料井周构造形态分析方法与流程
地层倾角测井早已用于研究构造，并已建立了各种构造形态的地层倾角矢量模式，这种模式对于简单的构造有效。
但当面临的对象太复杂时，例如复杂的岩相和复杂的构造，这种解释方法表现出明显的缺陷，一种倾角模式往往对应着多种地质特征，出现多解性，即解释的不确定性，给测井解释带来困难，需要寻求新的解释方法。
目前，测井所获得的信息越来越多，特别是成像测井提供了多种与地质有关的信息，有可能将多种测井信息用于研究构造问题。
事实上，构造运动的结果体现在沉积体的形变上，因此，一个构造体具有两个基本的特征：
其一是构造的各个部位地层的产状有变化，其二是地层本身随着构造形态的变化而变化，表现在地层的层位、层序、厚度上。
构造形变的这两种特征都可通过测井方法探测到。
因此，可通过测井手段来研究构造的形变，并恢复构造的形态。
此外，由于单井构造解释对区域地质资料的依赖性远大于多井解释，因而，区域地质研究也必不可少。
本章所介绍的方法是将测井相研究与倾角矢量模式结合起来，同时将区域地质规律与测井解释结合起来研究单井或多井构造问题，这种方法大大提高了解释的精度和可信度。
另外，井旁构造形态的解释可以弥补地震资料的不足，为地震资料的重新处理提供准确的构造模型和速度模型，可提高地震资料的处理和解释效果，同时测井构造解释还可填补地震资料在复杂构造带形成的空白区，从而恢复出整个剖面的构造形态。
这种测井和地震的结合是分析和研究复杂构造带构造形态及变异规律的有效途径。
该方法已在川东复杂构造带大量实践中见到了明显的效果。
在四川盆地23口复杂井的运用实践证明，测井资料井周构造形态分析技术对复杂构造带的井周构造形态解释效果好，解释结论准确可靠，同时其解释结果为地震资料重新处理提供了关键的构造模型，并填补了地震资料的空白区，解决了生产中的难题，帮助发现了多个气藏。
本章根据四川碳酸盐岩地层的沉积特点及川东高陡构造的构造特征，介绍以测井资料为主，充分结合地质、地震信息分析复杂构造带井周构造形态的方法。
该方法是一种综合性的方法，它尽可能地利用多种信息得到最合理的解释。
该方法包括两个方面：
第一，利用测井相进行地层对比；第二，地层倾角模型。
将这两方面结合起来，对于研究高陡构造的局部构造形态十分有效。
一、建立区域上测井相解释模型
区域上测井相解释模型包括测井岩相模型和地层层序（相序）模型。
主要是建立一个区域上标准模型，作为地层对比的依据。
根据区域上已钻井的测井－岩芯等资料，进行反复对比，提取能反应岩相特征的测井响应特征信息，这些特征在剖面上能区分不同的层系，建立起剖面上不同的层段（层系）的测井相模型，与剖面上地质相相对应。
其内容主要包括地层的岩性，岩石结构、构造等，该测井相模型就作为区域上的地层对比的标准，根据这些标准，就可对新井钻遇地层进行识别，做到对未知地层进行地层归位，这一点在构造复杂带，岩屑录井往往难以判明地层层位时，非常有意义，对构造分析也是至关重要的。
地层层序模型，主要是指地层在纵向上的变化规律，如岩性或岩石结构、构造或沉积旋回的纵向变化特征，它们分别与相应的测井曲线变化特征相对应，因此可用曲线的形态或测井相的纵向组合特点来表示。
它的用途：
一是帮助判明层位，即使是构造复杂带，某一层段的上下地层可帮助确定该层段的性质；二是确定地层层序，即地层时代新老关系，判别某一异常层段是否倒转或其它构造变异。
二、层位标定
通过地层对比，在研究井剖面上逐一标出相应地层层位、层序，如有倒转，标明地层层序倒转的层段，倒转点位置；如有断层，标明断点的位置等，为进一步研究打下基础。
在地层对比时，地层的厚度是一个重要的参数，按照硬地层同心等厚形变的规律及碳酸盐岩地层横向厚度较稳定的特点，地层厚度的变化与构造的变化规律有着密切的关系，所以地层对比也包括地层厚度的对比。
三、建立倾角矢量解释模型
利用地层倾角测井或成像测井提供的地层的倾角和倾向，分析纵向地层产状变化规律，确定地层倾角矢量模式图，如红模式、兰模式、绿模式等基本倾角模式，由基本的倾角模式勾画出大模式，如大红模式或大兰模式。
然后，根据矢量模式建立相应的构造模式。
四、建立井周构造地质模型
根据地层对比结果与地层倾角处理结果进行综合分析，结合区域构造特征，运用地质规律进行解释，建立构造解释模型。
地层对比和倾角分析，这两者互相补充，在测井构造分析中缺一不可，地层对比能确定地层变化的性质，但不知道地层的产状；地层倾角矢量模式又具有多解性，这两方面结合起来，就能准确地判断构造性质及构造面貌。
五、模型优化
结合地质、地震综合分析，筛选最佳解释模型。
区域地质提供一个经验性的模型和一些分析方法，地震剖面提供了一个宏观的构造特征。
一方面，测井构造模型的建立，为地震资料重新处理提供了依据，必然改善地震资料处理的效果，另一方面，新的地震处理结果可检验或修正测井解释模型，特别是远离井周的时候，地震资料起着控制作用。
因此，通过地质－测井－地震多学科结合综合分析，可以得到一个正确、可信的地质模型。
六、求取构造参数
通过构造性质的分析，计算出描述构造特征的构造参数，如断层面产状，断点深度，断距大小；褶皱轴面产状，顶部（或谷部）位置，倾伏角；倒转点位置，倒转带厚度等参数。
七、绘制构造剖面图
根据上面所得的信息，利用一定的方法，绘制出井周构造剖面图，这是最终成果图。
八、咨询服务
由于钻遇构造复杂带的井都需要及时进行预报和指导，因此，该成果将有助于为下一步勘探措施的选择提供依据，如需要停钻或继续钻进等，如果需侧钻，可提供新的靶心的位置等。
第二节区域地质构造分析
在进行构造解释之前必须对研究区域的地质情况有充分的了解，包括沉积剖面的岩相、沉积构造史、构造模式等，掌握其演化规律，这是测井构造解释的地质基础。
一、构造运动的特点
在进行测井资料井周构造形态分析时，首先要了解盆地构造运动形成的背景、期次、规模持续时间以及在各个局部地区或构造的表现形式。
构造运动是地壳内外动力作用的结果，其表现形式是多种多样的，可分为两种主要类型：
升降运动和褶皱运动。
沉积盆地内沉积物的形成也受这两种运动的影响。
四川盆地属上扬子地台，在前震旦系属地槽型沉积，晋宁运动构造事件，使整个上扬子地区固结为一个相当稳定的结晶基底，之后为地台型沉积，从而进入了频繁的升降运动阶段。
这些构造运动包括：
晋宁、澄江、铜湾、加里东、云南、东吴、印支早期、晚期、燕山、喜山等多期运动。
期间发生了多次地壳抬升，局部地方形成了古隆起，并在震旦系、志留系、石炭系、二叠系下、二叠系上、三叠系中、三叠系上、侏罗系等地层顶部强烈剥蚀，并造成泥盆系在四川大部分区域的剥蚀。
剥蚀后的地层之间常呈假整合接触。
喜山期构造运动形成了现今构造面貌。
具体情况如下：
扬子旋回：
发生在早震旦纪以前，为地台形成阶段。
加里东旋回：
晚震旦纪至志留纪，受固结基底的盆地演化阶段。
海西旋回：
石炭纪至二叠纪，继承性拉张阶段。
印支旋回：
三叠纪，盆地雏形形成阶段。
燕山旋回：
侏罗系至白垩系，环带状坳陷演化阶段。
喜山旋回：
第三系至第四系，盆地发育最后阶段。
这是在早第三纪末，盆地受南东－北西向挤压应力的作用，形成三个特殊的区域构造带：
●川西北坳陷带
●川中隆起带
●川东南坳褶带
川东南坳褶带位于华蓥山以东，构造以北东向线形梳状褶皱为主，向斜宽缓、背斜陡、窄且不对称。
局部构造卷入较深，垂向上可分为三部分：
深层构造完整，中层断层发育，浅层构造平缓。
二、沉积特征分析
一个沉积盆地纵向上都沉积了多套沉积层系，所以首先要认识各套地层的沉积相，主要是了解其岩相特征（包括岩性、岩石结构、构造等特征）及相体展布规律，纵、横向上相变特点。
砂泥岩在横向上分布不稳定，岩相横向可对比性差。
碳酸盐岩相沉积的特点是沉积范围大，横向地层厚度稳定，岩相横向可对比性强，这有利于利用地层对比来研究地层的形变特征。
在川东复杂高陡构造区，地层发育齐全，从震旦系至第四系均具有相当厚度的沉积，横向上具有良好的对比性。
泥盆系大面积缺失。
以上三叠统底部为界，可分为上下两套沉积层序：
下部主要为海相碳酸盐岩，可与泥岩构成多套沉积旋回；上部以陆相红色砂泥岩为主，二者组成频繁的旋回层。
川东地区各套地层的岩相特征描述如下：
1、石炭系
石炭系是川东地区的主要目的层，也是主产层，是目前钻探的较深部目的层。
川东石炭系主要保存中石炭统，中石炭统为典型的潮坪白云岩沉积，由于各地遭受剥蚀程度的差异，横向上厚度变化较大，一般厚10－90m。
纵向上三分：
下部为去白云化灰岩，角砾状灰岩，有时含石膏；
中部为浅灰、灰色白云岩及角砾状白云岩，夹石灰岩透镜体；
上部为浅灰、褐灰色生物碎屑灰岩、角砾状灰岩、白云岩、角砾状白云岩互层。
2、二叠系下统
梁山组：
为一套以陆相为主或海陆过渡相的砂页岩沉积厚度变化较大，一般厚3－23m。
栖霞组：
为一套海相碳酸盐岩沉积石灰岩、泥质灰岩夹硅质灰岩，下部石灰岩色深，含泥质较重；上部色较浅，有时夹白云岩及硅质结核。
岩石结构为块状或薄层状，薄层状发育于栖一地层，栖二为纯的致密块状灰岩，一般厚100－200m。
茅口组：
可分为四段：
茅一为灰岩、泥质灰岩夹黑色页岩，在茅一c地层具有明显的眼球状构造。
茅二为厚层灰岩，有时含少量泥质，岩石结构为块状，无层理。
茅三为块状灰岩、生物灰岩、含硅质结核及方解石晶体。
茅四为棕灰色灰岩，夹生物灰岩，含少量泥质、碳质及黄铁矿粒。
茅口组顶部在川东遭受不同程度剥蚀，一般厚200－300m。
3、二叠系上统
龙潭组：
为浅海碳酸盐岩沉积，其岩性主要为石灰岩，含硅质灰岩，有时夹硅质层，底部见铝土质粘土岩，碳质页岩夹薄煤层，一般厚50－200m。
长兴组：
为深灰棕灰色石灰岩、生物灰岩夹泥质灰岩及硅质层，顶底部含泥质，有时夹深灰色页岩、铝土质页岩；长兴组有时发育生物礁，厚几米至百米不等；长兴组一般厚50－200m。
4、三叠系飞仙关组
为一套暗紫红色泥页岩，紫灰、灰绿色泥灰岩与灰至深灰色石灰岩、鲕状灰岩间互层。
一般可以分为四段，一、三段以石灰岩、泥灰岩为主，夹少量泥岩；二、四段以紫红色泥页岩、砂质泥岩为主，夹泥灰岩、生物灰岩。
在川东砂质减少，石灰岩增多，一般厚400－600m。
5、三叠系嘉陵江组
以碳酸盐岩沉积为主，可分为五段。
嘉一为浅灰至深灰色薄至中层石灰岩，夹少量泥灰岩、鲕状灰岩及生物灰岩；嘉二段为灰、深灰色薄至中厚层白云岩与硬石膏互层，夹石灰岩，局部有蓝灰色泥岩；嘉三段为灰、深灰色中厚层灰岩夹白云质灰岩及白云岩；嘉四段为厚层硬石膏夹岩盐及灰褐、灰色白云岩、石灰岩；嘉五段为深灰带褐色石膏质白云岩、鲕状灰岩夹硬石膏层，一般厚400－600m。
三、地层接触关系分析
盆地在地质历史上经历了多次构造运动，使地壳抬升，形成沉积间断，造成不同地层之间缺失、上下地层形成不同的接触关系。
地层接触关系是研究地壳运动和地质构造演化历史的一个重要依据，也是测井构造评价的一个关键环节，是确定地层层序、进行地层对比的基础。
1.地层的接触关系分类
地质上将地层的接触关系分为整合和不整合两种类型。
⑴整合
上下地层在沉积层序上没有间断，岩性或所含化石都是一致的或递变的，它们的产状也基本平行，即为连续沉积的。
这种上下地层之间的接触关系，即为整合接触。
其层与层之间的接触面比较平整，没有古风化侵蚀面。
⑵不整合
上下地层间的层序如果有了间断，即先后沉积的地层之间缺失了一部分地层。
地层之间这种接触关系即为不整合接触。
层与层之间的接触面高低不平，有侵蚀面。
据不整合面的上下地层的产状及所反映的地壳运动特征，不整合又分为假整合和角度不整合两种类型。
①假整合
表现为上下两套地层的产状基本一致。
假整合的形成是由于地壳在一段时期处于上升，而在上升过程中地层又未发生明显褶皱，只是露出水面，发生沉积中断并遭受剥蚀。
经过一段时期后，又再次下降接受新的沉积，从而上下地层之间便缺失了一部分地层，但彼此的产状却是基本平行的。
②角度不整合
主要表现为不整合面上下两套地层产状以角度相交。
其沉积过程为：
地层在沉积过程中，发生褶皱、变质作用或岩浆侵入，不均匀隆起，使得沉积中断并遭受剥蚀。
经过一段时期后，又再次下降接受新的沉积。
2、川东高陡构造地层的地层接触关系
地层接触关系分析是确定地层层序、进行地层对比的基础。
这对于倾角模型的建立是非常关键的。
四川盆地在地质历史上经历了多次构造运动，使地壳抬升，形成沉积间断，造成不同地层之间缺失、上下不整合接触关系。
通过川东大量井的倾角处理成果统计表明（见表6－1）：
⑴飞仙关地层与长兴组为假整合接触关系。
其中云和寨构造之云和2井例外，为角度不整合，其地层倾角及倾向均有差异。
⑵龙潭与茅口组大部分为假整合接触关系。
个别井例外，如大天5井、马槽1井，为角度不整合。
其倾角和倾向亦有较大差异。
⑶梁山组与石炭系、志留系地层之间绝大部分亦为假整合接触关系。
部分井为角度不整合，如大天4井、大天5井、云和2井及云安7－1井。
以上统计结果说明：
从志留系～嘉陵江组地层，在沉积间断处，上下地层都只有较小的倾角变化，进一步证实这一假整合接触关系。
局部地区角度不整合的存在可能是局部构造变形或地貌特征引起。
表6－1川东地区志留系三叠系地层接触关系统计表
构造
井号
层位
界面深度
（m）
地层倾角（º）
地层倾向（º）
地层接触关系
大天池
大天1
飞三飞一－长兴
3227
22/22
335/335
假整合
龙潭－茅一
2523
29/2728
320/335
假整合
大天池
大天4
飞三飞一－长兴
4472
16/20
335/335
假整合
龙潭－茅一
4735
22/22
15/15
假整合
梁山－石炭系
5042
20/10
315/315
角度不整合
大天池
大天5
龙潭－茅三
2217
20/无点
315/280
角度不整合
梁山－石炭系
2572
17/25
330/45
角度不整合
石炭系－志留系
2635
30/35
45/300
角度不整合
明月峡
月东2
飞三飞一－长兴
4499
4/4
125/135
假整合
明月峡
月东3
飞三飞一－长兴
4348
9/10
135/120
假整合
马槽坝
马槽1
飞三飞一－长兴
2951
40/40
170/170
假整合
龙潭－茅二
3482
30/27
150/180
角度不整合
凉水井
凉东1
飞三飞一－长兴
3789
2/2
180/210
假整合
沙坪场
天东29
飞三飞一－长兴
4155
13/13
125/150
假整合
梁山－志留系
4970
8/8
125/135
假整合
温泉井
温泉1
龙潭－茅二
3688
35/35
180/180
假整合
四、区域构造模型
区域构造模型为井周构造形态测井解释提供一个基本的指导。
有利于从众多的解释模型中缩小范围，尽快排除与区域构造特征相悖的解释，帮助找出正确的解释结果。
通过对川东高陡构造长期勘探的结果，地质家们总结了基本地质模型及演化机理，图6－1就是这一模型的最好表述，该模型的基本特点是：
（1）褶皱两翼不对称，一翼平缓，一翼陡峭。
根据褶皱横剖面的不同特征，分了五个带：
主背斜带、陡带、舒缓带和二个宽缓向斜带；其中，陡带是构造复杂带，断层多，地层常直立、倒转，在地震资料上几乎无信号，出现了空白带，解释困难，常出现较大的解释误差。
（2）整个褶皱处于一个挤压型的应力背景下形成，断层以逆断层为主，很少发生正断层。
（3）持续受力发展成为不对称背斜，轴面倾斜，上下构造发生偏移。
（4）褶皱的规模上下有变化。
浅层完整；中层褶皱强烈，从嘉陵江组～二迭系，地层发生多级断层，地层常直立或倒转；深层变缓，石炭系～志留系又变缓。
（5）参与褶皱的地层软硬相间。
塑性层为嘉陵江组膏盐层和志留系页岩层，硬地层为飞仙关～石炭系碳酸盐岩地层。
软地层发生塑性变形，志留系的形变特点是背斜两翼变薄，顶部变厚；嘉陵江组则是两翼增厚，顶部变薄，这种状况是由于刚性和塑性层之间发生层间滑动，脆性层产生断层后冲入塑性层中造成的厚度变异。
硬地层发生同心等厚褶皱，并产生多级断层，断层向上消失在膏盐层中，向下消失在志留系页岩层中。
因此用测井相进行地层对比时，刚性地层具有很好的横向对比性，其地层厚度变化与地层的产状有着密切关系，即厚度的增加意味着地层变陡，而塑性层发生变形，厚度不稳定，横向变化大，进行地层对比时要注意，很多井的实钻结果也证实了这一现象，如温泉井二叠系上统，乐一页岩厚度在温泉1井与温泉1－1井是不等厚度的，而乐二灰岩地层在两口井的真厚度却是一致的。
如猫1井从1500m至4900m，寒二～寒三地层发生了五次倒转，各倒转段的钻井厚度有较大的差异，但真厚度却是一致的。
图6－1川东高陡构造带主体垂向变异地质模式（据杨先杰）
第三节地层层位与层序确定方法
对于一口新井，当钻遇构造复杂带时，往往地层错综复杂，由于碳酸盐岩地层岩性的相似性，地质上很难确定地层的层位，更难确定地层的层序。
地震在构造复杂带更是一片空白，无法做出准确解释。
而确定地层的层位、层序则是构造解释的关键，因此测井构造解释首先必须准确确定地层的层位和层序。
确定地层的层位和层序的方法就是利用测井相分析（详见第五章）和层序地层学研究（详见第四章）相结合的方法。
测井相分析就是要用测井特征表征岩相特征。
用测井相研究构造主要是通过测井信息研究地质特征，进而识别出单井所钻遇的某一未知井段的层位和层序。
对岩相的解释可通过常规测井与成像测井方法来进行。
一、确定地层层位
1、建立区域标准测井相模型
在研究区域上对岩相进行详细研究的基础上，建立测井响应（常规和成像测井方法）和岩相的对应关系，作为一个区域上的标准，利用这个标准模型对新井岩相进行判别。
因此该模型必须具有代表性和完整性，即它能代表区域上该种岩相的地质特征，也能代表某一地层的层位特征，也必须包括剖面上所出现的所有岩相。
建立测井相模型的方法是：
⑴利用常规测井曲线建立测井相模型
主要是建立测井响应和岩性之间的关系，将区域上所有已钻井的地质剖面的岩性进行分类，对每一类选择有代表性的一些样品，建立测井相模型。
常规测井曲线包括自然伽玛能谱、密度、中子、声波、深浅双侧向以及由它们的导出曲线等。
⑵利用成像测井资料建立岩相模型
主要利用成像测井资料来分析岩石的结构、构造特征，将岩石的结构、构造特征与不同地层的层位建立起关系。
例如眼球、眼皮状构造是四川盆地二迭系茅一组地层的特有岩石构造。
2、岩相判别
⑴自动岩性判别
根据区域上建立的岩相模型，运用一定的判别方法，就可对新井的岩相剖面进行岩性自动判别，判断该地层的岩性和层位。
⑵岩石结构、构造分析
主要利用成像测井资料来识别研究地层的岩石结构、构造，与区域岩相模型进行对比，判断该地层的层位。
3、地层层位的确定
综合分析岩性和岩石结构、构造判别结果，根据不同地层的岩相特征，就可以确定出地层的层位归属。
例如，月2井2270—2335m龙潭组在下面2840—2886m井段发生倒转，其层位的确定主要是根据地层的层理的一致性而确定的，见图6－2。
（正序地层）（倒序地层）
图6－2微电阻率测井图象确定地层层位（月2井）
二、确定地层层序
这里地层的层序主要指一口井所钻遇地层的的时代新老关系，即确定出井下每一套（段）地层的层序是正常或倒转的序列。
地层的层序一方面可用于进行地层对比，帮助确定地层层位；另一方面可用来判断地层时代新老关系，确定地层是否倒转。
建立地层层序一般可通过沉积特征直接识别，或通过建立区域地层层序模型来判别。
1、通过识别沉积特征来判断地层层序
直接从常规测井曲线或成像测井图象进行识别。
⑴常规测井曲线可以反映宏观地质剖面的变化特征，可以通过对地质剖面的充分了解来认识地层的纵向变化特征。
可通过地层纵向的岩相组合和厚度变化与测井响应之间的关系来分析，最好通过井与井之间的地层对比得到。
⑵成像测井提供了详细的井周地层特征的信息，可直接从图象上进行判别。
①从沉积层理的特征获得：
层理面之间具有一定的切割关系，地层的沉积总是由下往上逐层沉积，上部细层或层系对下部具有切割作用；另外，层理面在底部往往与沉积面相切。
据此可判断顶底界。
②冲刷面：
由于强水流对下部地层产生的强烈冲刷作用，它可指示地层的顶底关系，这在成像图象上特征明显。
③砾石或粗颗粒堆积，在纵向上形成由粗变细的特征，可作为沉积顶底标志。
2、建立区域地层层序模型
大多数情况下，通过沉积特征直接判别地层的新老关系较难，而且需要大量的成像测井信息。
因此，用测井方法识别地层新老关系通常是通过建立地层层序模型来实现，这样更能从宏观上把握井下地层的变化特征。
测井所代表的序列包括岩相序列（包括标志层）、厚度序列和幅度序列
一套沉积地层，纵向上岩相的变化组成一个沉积序列，该序列包括岩相、岩相组合、厚度等要素。
建立地层层序模型就是建立沉积序列和测井响应的变化序列之间的对应关系，所以一个地层层序的测井响应模型也包括测井相、厚度、幅度三个要素，一般用一条或多条曲线来表示。
⑴岩相序列
代表一个沉积序列的测井曲线当然包含岩相的变化，即代表剖面上不同岩相在纵向上的有序组合。
岩相包括岩石的岩性、岩石的结构、构造等特征，因此，一个岩相序列包含岩性序列、岩石结构、构造序列。
岩相序列可以用常规测井曲线表示，也可以用成像测井图象表示，根据需要而定。
⑵厚度序列
地层层序模型也包含了剖面上不同岩相对应的厚度的变化（这里的厚度主要指小层的厚度）。
同一岩相序列而厚度序列不一致，可能不是一个地层；而同一岩相序列而厚度序列不一致，如果是地层倾角的不同引起厚度等比例变化，则是同一地层。
例如猫1井寒二寒三发生了五次倒转，倒转段上下地层厚度的差异是地层倾角增大引起，从图6.4－1（第一次倒转）中可以看出小层厚度呈等比例增加。
⑶幅度序列
即测井曲线幅度值大小的变化序列，测井曲线的幅度代表了岩相特征，幅度的变化也代表了岩相的变化，如果在一个区域上岩相变化小，则对应的测井曲线幅度值应基本接近。
3、地层层序的确定
对于待研究的新井出现构造变异的未知地层，利用区域上建立的地层层序模型进行地层对比，即可确定地层的层序。
例如猫1井地层，地质上无法识别该地层的层位，更无法了解该地层的层序；利用测井地层层序分析的方法准确地识别了该套地层，确定了各次倒转地层地层序，见图6.4－1图6.4－5。
该井地层层序的确定方法是：
寒二寒三地层：
地层的岩性基本接近，以白云岩为主，单用岩相识别法无法作出正确解释，用代表地层层序特征的自然伽玛曲线即识别该套地层的层位和层序。
寒一、奥一地层：
该地层则是用岩相和相序综合判别法进行识别的。
第四节地层对比
通常确定地层的层位与层序需要同时进行，而确定地层的层位与层序最有效的方法就是地层对比。
任何一种沉积作用都是一定环境条件和构造背景共同作用下的沉积过程，沉积环境或沉积相纵向上的演变历史也是构造发展的历史，因此，沉积和构造密不可分，可以通过沉积相及其演变来研究构造发展史；另一方面，任何成岩后沉积岩体的形变特征都是构造运动作用的结果，或者说一定的构造背景可以产生相似的构造形变，因此可以通过沉积地层的形变特征来研究构造特征，恢复构造剖面。
以前的构造分析方法重点在对倾角资料处理和解释上，对构造变异引起的地层层位和层序的变化重视不够，或未将两者充分结合起来分析构造特性。
单一的倾角分析法只是对地层产状的变化规律进行分析，却无法把握地
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