ECS应用2.docx
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ECS应用2
第四章ECS资料在塔里木盆地典型地层中应用
§4.1确定地层中矿物类型及含量
ECS确定矿物含量的基础是元素含量可以转化为岩石矿物的含量。
应用ECS测量到的元素含量，经过分析，选择适当的数学模型就可判断岩石中的矿物类型。
早先M.M.Herron提出的元素含量与矿物含量之间的定量关系，是经过大量岩心的中子活化分析及X衍射分析后提出的。
Herron采用数理统计中的因子分析法得出元素含量与矿物的转换关系为
（4-1）
式中Ei为第i种元素的含量；Mj为第j种矿物的含量；元素转换系数Cij是第j种矿物中第i种元素的含量。
Herron等（1990）在以前研究的基础上，给出了九种矿物的元素转换系数C（表4-1）。
从表中可看出，每种矿物只与一种元素的转换系数较大。
求解该方程，就可以得到各种矿物的含量。
表4-1转换系数表
矿物
Al
Si
Fe
K
Ti
S
Ca
XSFe
w（H2O）min/%
长石
10
30
0
10
0
0
1
0
0
石英
0
46.7
0
0
0
0
0
0
0
方解石
0
0
0
0
0
0
40
0
0
高岭石
19
22
0.8
0
0.9
0
0
0
14
伊利石
12
24
8
4
0.8
0
0
0
8
蒙脱石
8.5
21.1
1
0.5
0.2
0
0.2
0
32
黄铁矿
0
0
47
0
0
53
0
0
0
金红石
0
0
0
0
60
0
0
0
0
菱铁矿
0
0
0
0
0
0
0
48
0
注：
表中的XSFe表示剩余铁，W（H2O）min表示矿物中的水百分含量
§4.2连续准确获取地层物性参数
1．确定颗粒密度
地层中各种纯净矿物的密度是已知的。
由ECS确定了矿物的类型和含量后，就可根据不同矿物的密度来计算岩石矿物骨架密度
[38]。
公式为
（4-2）
式中
为第i种矿物密度；
为第i种矿物含量。
值随矿物成分及含量的不同而变化，这样用常规测井方法计算出的孔隙度值就更加准确。
2．计算地层渗透率
地层的渗透率基本上取决于颗粒大小，分选性和孔隙度。
利用ECS计算的矿物类型和含量，能很好的估算地层的渗透率。
它不仅考虑了粘土含量，而且还可以确定粘土类型，因为在相同含量条件下，不同类型的粘土，对渗透率的影响是不同的。
据研究，蒙脱石引起渗透率减小最大，伊利石次之，高岭石最大。
公式如下
（4-3）
式中
为第i种矿物含量；Af为给定层段最高长石含量的函数，它反映沉积岩的成分和结构成熟度；Φ为孔隙度，由矿物百分含量推导的地层岩石骨架密度和测定的体积密度确定。
Bi为与矿物有关的常量，一般情况下，对石英、长石是正值，对方解石及碳酸盐岩胶结物质则是负值，对粘土矿物是负值。
如石英的Bi值为0.1，而长石的Bi值为1.0。
3．确定地层阳离子交换能力CEC
地层的CEC不断受到粘土类型的影响，同时也受到粘土体积的影响，粘土类型影响远大于粘土体积的影响。
不同粘土矿物具有不同的CEC值，常见矿物CEC值列在表4-2中。
研究表明，粘土矿物的CEC值近似为多种矿物含量的线形叠加，表示为
CEC=ΣMi（CEC）i（4-4）
式中Mi表示地层中第i种矿物含量，（CEC）i表示第i种矿物阳离子交换量。
表4-2常见矿物阳离子交换量
矿物类型
阳离子交换量CEC（毫克当量/100g）
高龄石
5
绿泥石
20
伊利石
50
蒙脱石
100
§4.3ECS测井在沉积相方面的应用
沉积相是指在一定的沉积环境下形成的岩石组合。
这里所指的沉积环境包括：
自然地理环境、气候条件、构造条件、沉积介质的物理条件及介质的地球化学条件等。
通过研究岩性、沉积构造序列及其它相标志，将复杂地层序列简化为能够反映沉积物沉积规律的简单形式，即沉积相模式，对于沉积环境分析和古地理恢复均有十分重要的意义。
通常建立沉积相模式的方法对地层剖面中的各种沉积相标志及其组合进行归纳总结。
沉积相的划分则是依据其自然地理条件或地貌特征及沉积物综合特征来进行的。
目前人们总是将沉积相划分为三个组，即陆相组、海相组和海陆过渡相组（赵澄林,2001;何镜宇,1987），然后依据这三个组中次级环境及沉积物特征，确定相类型，进而还可以根据各相类型中亚环境、微环境及沉积物特征确定出相应的沉积亚相和微相。
Serra和Sulpice在1975年提出了应用测井曲线响应的形状进行测井相分类的实例。
他们认为大多数沉积物的矿物成份仅限于少数几种矿物，测井曲线对这几种矿物的响应是可识别的，通过一组测井曲线就可以确定矿物的成份。
当一个地层的测井相被确定后，就可以和在岩心剖面基础上的地质相联系起来。
其它的测井相就可以通过已知的测井响应来识别。
ECS测井数据的为我们提供了地层中几乎所有常见的元素含量，它相当于对全井段进行取芯分析。
所以将测井曲线与ECS资料结合，可以对该地区的沉积相模式和类型有更清楚的认识。
§4.3.1几种典型沉积环境的沉积相特征
1．河流
河流沉积是大陆上经常性水流冲积作用的产物。
河流沉积主要受地形坡度、沉积物类型及输砂量、河水流量和流态，以及植被等多种因素的影响。
拉斯特（Rust，1978）根据河道分岔参数和弯曲度提出了一个新的河流分类体系。
将河流分为平直、蛇曲、辨状、网状四种类型。
平直河通常仅出现于大型河流的某一段较短距离内，或属于小型河流；曲流河又称蛇曲河，为单河道，由于地壳升降及河流的侧向位移，在垂向上河床底部为粗粒的砂砾岩沉积，向上逐渐过渡为天然堤、决口扇、河漫滩沉积、其粒度由粗变细表现为间断正韵律。
河流相发育的岩石成分复杂，它与源区以及河流流域的基岩有关。
其中分流河道沉积的特征是沉积物的颗粒为下粗上细的正粒序，底部是边冲刷边沉积的中砂岩、细砂岩，向上变为粉砂岩、砂质泥岩及泥岩。
内部可能夹泥岩薄层；分流河口砂坝是分流河道进入水盆地时，因流速减慢，导致大量碎屑堆积下来。
由于受到双重营力的作用，沉积物受到充分的簸选，泥质被淘走，留下分选好的细砂岩、中砂岩。
具有粒度自下而上由细变粗的反粒序。
潮汐河道沉积具有一般的河道沉积特征，自下而上由粗变细的正粒序，但与一般河道沉积不同的是整个潮汐河道砂体由很多中粒到细粒砂岩与泥岩或粉砂岩的紊乱互层。
分流河道间的海湾和泛滥平原沉积的曲线特征差不多，薄的砂岩、粉砂岩、泥岩，灰质泥岩相互交替成层。
海湾沉积是在海水面以下，波浪影响不到的深水沉积物，岩性主要是泥岩、砂质泥岩，曲线反映为低幅，平直的平缓型。
在点砂坝（边滩）砂岩层底部往往比内部具有更高的CaCO3胶结物。
这一特点在微电极曲线上表现极其明显，且底部为刺刀状尖峰，或顶、底均为刺刀状尖峰。
其形成机理与粘土矿物成岩转变有关。
据研究蒙脱石在埋深1250—1450m左右开始向伊利石转化。
这一转化同时析出Na、Ca、Fe、Mg、Si等阳离子和水。
这些离子和水就随着有机质转化产生的CO2和烃类物质一起进入砂岩层。
由于CaCO3的溶解度与CO2的分压成正比，当富含Ca（HCO3）2的流体从泥岩进入砂层时。
由于孔隙流体压力的突然降低使Ca（HCO3）2变成过饱和，在砂岩孔隙中很快形成CaCO3沉淀。
因此，CaCO3胶结物一般富集于砂层与泥岩的接触面上，即通常说的“顶钙”和“底钙”。
在厚层砂岩中部，碳酸盐含量一般很少或不含。
由于地下流体一般向上运移总要比向下运移有利，所以一般“底钙”比“顶钙”发育。
2．湖泊
湖泊沉积是大陆上地形相对低洼和流水汇集的地方，也是沉积物堆积的重要场所。
按照湖水的深浅不同，从湖岸到湖心水动力条件不断变化，相应的沉积物也有所差异，并呈不同的岩相带。
在垂向上自下而上为泥质静水沉积一浅湖粉砂质沉积一滨湖砂质沉积，粒度变粗，呈反韵律。
岩性主要为质地均匀、细腻的泥岩，有时有极薄的糊砂岩或粉砂质泥岩。
根据沉积岩的颜色、成分、结构、沉积构造、厚度等沉积标志以及洪水面枯水面、浪基面的位置，将湖泊划分为深湖河半深湖、滨浅湖、扩张湖等亚相类型。
半深湖和深湖亚相位于浪基面以下，水体较深，为缺氧的还原环境。
岩性以灰黑、深灰、灰褐色呢页岩为特征，常见油页岩、薄层泥灰岩或白云岩夹层。
发育水平层理及细波状层理；浅湖沉积位于滨湖亚相内侧至浪基面以下的地带，沉积物受波浪褐湖流作用的影响较强。
岩石类型以粘土岩褐粉砂岩为主。
多以水平、波状层理为主；滨湖亚相位于湖盆边缘。
由于滨湖地带距岸最近、水动力条件复杂、水位较浅，因此沉积物类型表现为多样性。
再开阔湖岸的滨湖区，若陆源碎屑物质供应充分，可形成砂质湖滩沉积。
击岸浪的冲刷、筛选和淘洗，使碎屑物质成熟度增高，由岸边向湖心方面粒度由粗变细。
若湖岸较陡、滨湖水动力较强，或近物源河流有粗碎屑物质的充分供应，则滨湖地区也可形成砾质湖滩沉积。
若湖滨地形平缓，水动力较弱，波浪作用不能波及岸边，物源供应以泥质为主，则可形成滨湖泥滩或泥坪。
其沉积物以泥岩和粉砂岩为主；根据古地理位置，物源供给条件以及形成滩坝的水动力条件，可将坝陆相湖盆中发育的滩坝划分为四种成因类型，即位于湖岸线拐弯处的砂质滩坝及生物滩、鲕粒滩，沉积物由成分和结构成熟度均高的砂岩和粉砂岩组成；水下古隆起处的生物滩、鲕粒滩，这些古隆起现对远离陆源碎屑供给区，多发育鲕粒灰岩和生物灰岩，构成鲕粒滩和生物滩；三角洲侧缘的砂质滩坝，这种滩坝多由灰绿色泥岩和粉砂岩构成；开阔浅湖地区的砂质滩坝及生物滩、鲕粒滩，由浅灰色粉、细砂岩及泥岩粉砂岩构成，砂粒分选和磨园均较好，有时可见一些鲕粒。
3．三角洲
由于湖泊的水动力能量远较海洋小，缺乏潮汐作用，所以，湖成三角洲一般以河流作用占绝对优势。
随着河流的不断推进，形成一套高建设性的具典型三层结构的三角洲沉积。
完整的湖滨三角洲的亚环境为底积层、前积层和顶积层。
底积层：
沉积物主要为浅湖泊相的砂质泥岩、泥岩和粉砂岩。
由于岩性的不均一性，常见的介面性质足顶底均为渐变。
前积层：
沉积物主要为远砂坝和河口砂坝的粉砂质泥岩，粉砂岩和细砂岩，具有明显的粒度向上变粗序列。
常见的介面性质：
顶突变、底渐变或顶，底渐变。
顶积层：
实际上是一套河流沉积，具有下粗上细的结构序列。
由下往上岩性为分流河道的粗、中砂岩，距岸的细砂岩、粉砂岩，岸后洪泛盆地的粉砂岩、粉砂质泥岩及泥岩。
常见的介面性质：
顶渐变、底突变。
滨海三角洲，也具有三层结构，包括底积层、前积层和顶积层。
各种沉积物的垂向分布也很明显：
位于最底部为泥质的底积层，向上覆盖砂质的前积层，最上部主要为分流河道沉积。
4．障壁岛、泻湖、潮坪和河口湾相
障壁岛、泻湖、潮坪和河口湾相位于海陆过渡区，与三角洲一样，同属于海陆过渡相组。
障壁型海岸的海水处于局限流通状态，水动力作用方式特殊，例如波浪作用弱、潮汐作用较强、水动力能量也不高，导致这种海水局限流通的主要原因使障壁岛的存在。
障壁岛海滩体系沉积亚环境有临滨、前滨、后滨砂丘以及越过障壁岛的漫冲积坪。
临滨下部由非常细粒的砂、粉砂组成；临滨中部由较纯净的中细砂及介壳组成，发育低角度楔状和槽状交错层理。
前滨由冲洗干净的、分选良好的砂砾岩构成，发育冲洗层理。
后滨砂丘沉积物多为细粒砂岩，发育风成的中小型槽状交错层理。
在障壁岛之间，潮道是联系障壁岛后泻湖和海洋的通道，受垂直和斜交障壁岛的潮流作用影响，潮道和潮汐三角洲沉积物被形成。
潮道以介壳沉积砾石组成的粗砾沉积物为主，由双方向的大型平面状交错层理组成的深潮道和砾石沉积物组成。
粒度向上变细。
潮汐三角洲可进一步分为涨潮和退潮三角洲。
涨潮三角洲以发育平面状交错层理和槽状交错层理为特征。
泻湖中波浪作用较弱，其环境相应地变得安静、低能，沉积物以细粒陆源物质和化学沉积物质为主。
其中淡化泻湖相多以钙质粉砂岩、粉砂质粘土岩、粘土岩为主。
粗碎屑岩极少见，仅在较大泻湖中呈夹层出现，多由强烈风暴带入泻湖的砂质沉积而成。
当泻湖底部出现还原环境时，可出现黄铁矿、菱铁矿等自生矿物；咸化泻湖相的岩石类型多以粉砂岩、粉砂质泥岩为主，并可夹有盐渍化和石膏化的砂质粘土岩，几乎无碎屑岩沉积，可出现石膏、盐岩夹层。
泻湖若为清水沉积时，则主要是石灰岩、白云岩，并夹有石膏及盐岩层，可出现大青石、硬石膏、黄铁矿等自生矿物。
潮坪又称潮滩，发育在波浪能量低的、具有明显潮汐周期（大中潮差）的平缓倾斜的海岸地区，或形成于沿岸海岸、泻湖、河口湾和受潮汐影响的三角洲沉积地区。
在浑水潮坪相，岩石多以粘土岩、粉砂岩、细砂岩为主，砾岩极少见。
在平面上，由海向陆，沉积物粒度呈由粗变细的带状分布。
在潮下带的潮汐通道内，因潮流作用强、能量高、沉积物以砂为主，形成水下砂坝、砂滩，潮间坪上，从海向陆，由较纯的砂岩沉积过渡为泥质沉积，从而形成了砂坪、砂泥混合坪和泥坪。
潮上坪若发育有沼泽，可有泥炭沉积；干旱气候带的潮上坪可形成盐沼、盐坪，有石膏等蒸发盐类沉积。
河口湾发育于潮汐作用强烈的海岸河口地区。
河口湾的发育与潮汐作用、河流作用的强弱有密切关系。
其岩性特征以分选、磨圆度较好的细砂和泥质沉积为主。
§4.3.2区分沉积体系，划分沉积相带，推测孔隙类型
沉积体系是指由一个主要物源补给所形成的一系列沉积相带的组合，而同一物源不论处于何种沉积相带，除在沉积矿物颗粒上有所差异，在重、轻矿物含量上显示有规律变化外，在主要沉积矿物成分及其组合上相差无几；而不同的物源则因母岩区的不同，在所形成的沉积体系之间矿物成分及其组合则有明显的差异。
各物源可有一些各自特征的矿物成分，因此查明各地区的不同矿物组合则可以区别不同沉积体系及各沉积体系所控制的沉积区域，尤其是对处于两沉积系过度区域，测井资料的分析可直接区别出不同时期有哪个物源起主导控制作用。
了解沉积物源及其波及范围，对沉积相带的分析研究，砂层的连通性分析，油气运移、非构造油气藏的形成等都是极其重要的。
利用元素测井可有效地区别牵引流沉积与重力流沉积。
牵引流沉积为流水携带的碎屑，以滚动、跳跃、悬浮等方式搬运而沉积的，有一定的分选性，表现为沉积矿物组合相对较稳定，在垂向上变化相对缓慢，在元素测井图上反映为单层砂岩的长石与石英含量无大的起伏变化，二者之比基本为一常数，粘土矿物含量一般小于10%；而重力流沉积则为碎屑与水混合，在重力作用下高势能区向低势能区搬运并沉积于盆地深水低洼部位，其碎屑成分复杂，除长石、石英等常见沉积矿物成分外，含较多的泥质及碳酸盐岩矿物，同时也含大量未完全风化的岩屑，岩屑成分随母岩区不同差异较大。
沉积物被沉积后，随着上覆沉积物厚度的增加，在机械压实作用与压溶作用下，可使沉积颗粒间物质发生溶蚀产生次生孔隙。
次生孔隙多发育在高长石含量、高碳酸盐胶结的砂岩层，另外硬石膏的充填也常常是次生溶蚀的产物。
根据元素测井测量的长石、碳酸盐、硬石膏即可初步判断孔隙类型。
§4.3.3塔里木盆地白垩系及第三系砂泥岩地层ECS响应特征
1．迪那201井第三系地层ECS曲线响应特征
迪那201井位于塔里木盆地库车坳陷东秋里塔格构造带迪那2号断背斜构造。
库车坳陷为一在古生界被动大陆边缘沉积基础上发育起来的，中、新生界前陆坳陷，其基底由前震旦系浅变质石英片岩、花岗岩组成（史基安,2001）。
在其演化过程中，三叠纪为湖相沉积；侏罗纪时期水体变浅，但沉积范围扩大，早、晚侏罗纪在沉积区以发育湖沼相的煤系碎屑岩为特征。
至晚侏罗纪，盆地逐渐萎缩，白垩纪早期沿南天山山前地带以发育水下扇沉积为主。
白垩纪中、晚期主要发育一套粗粒河流相沉积。
早第三纪构造发展相对稳定，坳陷区内主要沉积一套湖相的膏盐岩、杂色泥岩。
晚第三纪，南天山向前陆大幅度冲断，巨大的冲断负荷作用一方面使塔北岩石圈迅速下弯、塔北前缘隆起向南东方向迁移；另一方面冲断作用使库车坳陷形成一系列叠瓦状逆断层及相关褶皱，第三系中下层的三套滑脱层先前陆逐渐抬升（马玉杰,2004）。
迪那201井第三系中统吉迪克组顶部为一套半深湖相沉积的褐色、蓝灰色、褐灰色、灰色泥岩；中部为泻湖相沉积的白色、灰白色泥膏岩，盐质石膏，膏质盐岩，石膏与灰色、褐色泥岩互层；下部为一套滨湖相沉积的褐色、灰色泥岩、含膏泥岩膏质泥岩夹褐色泥岩粉砂岩、白色盐质石膏；底部为一套河流相沉积的褐色、杂色粉砂岩~中砾岩。
图4-1为迪那201井各井段对应沉积相。
从图中我们可以看出，滨湖相地层与河流相地层中元素含量的不同。
吉迪克组膏泥岩段曲线特征见图4-2。
双侧向电阻率呈小幅正差异、局部重合。
深侧向电阻率曲线呈齿状、尖峰状夹槽状，密度曲线多为尖峰、尖谷状夹槽状，自然电位曲线上部近直线型、下部曲线呈漏斗状。
SLCA（钙元素）曲线在该组为一驼峰状，尖峰对应的SLSU（硫元素）曲线呈刺刀状分布，SLFE（铁元素）曲线呈高台状夹有刺刀状尖峰。
在湖滨沉积相中，如湖滨地势平缓、水动力较弱、波浪作用不能波及岸边、物质供应以泥质为主、如沉积期气候干旱炎热，湖水蒸发快，水体含盐度高，在封闭或半封闭湖盆中易形成膏泥岩沉积体系。
因此，顶部发育为一巨厚层状盐质石膏，中、下部以薄~巨厚层状泥岩、膏质泥岩为主夹薄~中厚层状泥膏岩。
吉迪克组底砾岩段曲线特征见图4-3。
深侧向电阻率呈块状中高阻与尖谷状交互的“三峰夹二谷”特征，自然电位曲线呈小幅漏斗形，密度曲线为近直线状；SLCA曲线呈漏斗形有小尖峰，SLFE曲线在该段整体成凹槽状有小齿。
在河流沉积相中，如沉积环境为曲流河相沉积，钙元素应出现边滩（点砂坝）沉积地层中。
本井段有“顶钙”现象，应为河流相中的边滩沉积。
如沉积时水动力较弱，气候干燥，地表水蒸发迅速，泥岩或粉砂岩中多有钙质矿物沉积。
因此其沉积岩性特征应为中厚层细砾岩、中砂岩、泥质粉砂岩、粉砂岩为主，并有泥岩、灰质泥岩及粉砂质泥岩拌生。
迪那201井下第三系渐新统第一岩性段曲线特征见图4-4：
双侧向电阻率曲线上部具小幅正差异，中下部多重合，中部及下部曲线都呈钟形，密度曲线为平台状，自然电位曲线为箱形；SLCA曲线为不连续小尖峰，SLFE曲线呈小幅钟形。
冲积扇扇中沉积中，多以砂岩、砾状砂岩为主；扇源沉积多以砂岩夹粉砂岩、粘土岩组成局部可见有石膏层。
该段岩性以粉砂岩、泥质粉砂岩为主，夹薄~中厚层状泥岩、粉砂质泥岩，下部夹一薄层状砂岩。
本井段应为扇源沉积。
通过分析上面的实例，我们可以看出在湖泊相沉积地层中，硅元素含量远远超过钙元素的含量。
随着水体深度变浅，湖泊中的水动力减弱，沉积物中的泥质含量将增加，铁元素含量就会不断增加，电阻率测井值则会降低，自然电位测井值向正向偏移的幅度将增大。
当这一沉积期气候干旱炎热，水分蒸发迅速，水体中含盐度变高，在封闭或半封闭湖盆中易形成膏岩沉积体系，这时钙元素和硫元素含量将升高，电阻率测井值将会随石膏含量的增加而增加。
钙元素和硫元素同时出现不连续尖峰状现象与湖泊的水平面的升降有直接的关系。
曲流河相沉积的各种亚相地层中，硫元素的含量都很低，钙元素只有在曲流河相中的边滩沉积环境中才会出现“顶钙”和“底钙”现象，其它曲流河相中钙元素的含量变化并不大，多为沉积后期胶结形成的连续的小齿状。
在边滩沉积地层中由于钙质的胶结作用电阻率曲线多为高阻段，而在以碎屑岩为主的河道沉积环境中，电阻率曲线多呈尖峰尖谷状剧烈变化。
2．阿克1井白垩系地层ECS曲线的响应特征
阿克1井位于塔里木盆地西南坳陷喀什凹陷托帕构造带阿克莫木背斜北高点。
西南坳陷是由不同时期的不同类型的大陆坳陷叠置的复合型前陆坳陷（史基安2001）。
塔西南在寒武－奥陶纪时为一被动大陆边缘，沉积了一套以白云岩为主的碳酸盐岩和碎屑岩。
中晚志留纪时，昆仑弧与塔里木大陆碰撞，使志留系可能局限分布于喀什及麦盖提斜坡，而泥盆系分布范围相对较广。
西南坳陷的西部发育了河流相、三角洲相及深水浊积岩相沉积，而东部地带则发育典型的陆棚相沉积。
石炭纪为被动大陆边缘－古特提斯洋开启时期，剖面上石炭系为一海进序列。
下石炭统下部为碳酸盐岩，中上部以页岩为主夹少量石灰岩，上部是海陆交互相砂岩、页岩及石灰岩互层，上统以页岩为主。
早二叠纪继承了石炭系沉积格局，以发育开阔台地相的潮坪相的碳酸盐岩为特征，上部夹砂泥岩。
晚二叠纪－早三叠纪由于羌塘地块与塔里木板块的碰撞，西南坳陷处于构造挤压环境而整体抬升，并缺失三叠系。
侏罗系主要为一套河流－浅湖沼泽相的含煤砂泥岩及河流沼泽相的含煤砂砾岩及泥岩。
下白垩统主要为一套洪积相－河流相的红色碎屑岩。
晚白垩世初期到早第三纪渐新世，特提斯海侵没了塔西南喀什、叶城及和田地区，形成了狭窄的西塔里木海湾，白垩系主要沉积了一套浅海－泻湖相的碳酸盐岩、膏盐岩及砂泥岩。
晚第三纪是塔西南前陆盆地发育兴盛期，坳陷区发育了7～10km的磨拉石建造（张秋茶2003）。
图4-5为阿克1井各井段对应沉积相图。
该井白垩系上统吐依洛克组为浑水潮坪与海陆间互相，属潮上与膏质海湾间互亚相；依洛孜牙组为浑水潮坪相，属潮上、潮间亚相；乌依塔克~库克拜组为滨海冲积扇~海湾~浑水潮坪相沉积。
白垩系下统克孜勒苏组为一套强氧化环境下的辩状河、曲流河相河道、堤岸亚相间互沉积。
在吐依洛克组曲线特征见图4-6。
阵列侧向电阻率测井曲线基本重合，90in阵列侧向电阻率测井曲线呈齿状局部槽齿状，自然电位曲线箱状及槽状，密度曲线呈齿状夹尖谷状；SLCA曲线呈小齿状，SLFE曲线为近似漏斗形变化，SLSU曲线为指状及刺刀状。
在潮坪相沉积中，如为清水潮坪沉积，则应以碳酸盐沉积为主；如为浑水潮坪沉积，则以陆源碎屑岩沉积为主。
如沉积期气候干旱炎热，海水蒸发快，潮上坪可形成盐诏、盐坪和石膏等蒸发盐类。
该段岩性特征为薄~厚层状膏质泥岩、薄~中厚层状粉砂质泥岩、中厚层状灰质泥岩为主，夹有膏质粉砂岩、石膏及中厚~薄层状泥膏岩。
依洛孜牙组曲线特征见图4-7。
阵列侧向电阻率测井曲线基本一致，90in阵列侧向电阻率测井曲线呈小齿块状，自然电位曲线呈丘状，密度曲线变化较剧烈，呈尖峰尖谷状；SLCA曲线呈指状与尖谷状，SLFE曲线为齿状，SLSU曲线为小尖峰。
在浑水潮坪相沉积中，陆源碎屑岩沉积较多；如为清水潮坪沉积，则应以碳酸盐沉积为主。
该段岩性特征为中厚层状泥晶含泥灰岩、薄层状泥质灰岩与中厚层状泥岩互层。
乌依塔克~库克拜组曲线特征见图4-8。
阵列侧向电阻率测井曲线相似，具有正差异，90in阵列侧向电阻率曲线呈微波~齿状低值偶夹刺刀状尖峰，自然电位曲线呈不规则波状，密度曲线变化更加剧烈，两低谷中间见一刺刀状尖峰；SLCA曲线呈指状尖峰夹齿状凹槽，SLFE曲线为丘状并有锯齿，SLSU曲线顶部为锯齿状小尖缝，下部为刺刀状高值。
在滨海沉积相中，沉积界面常处于氧化还原界面附近，沉积物中既有陆源矿物也有自身沉淀的化学矿物。
海湾沉积环境中，水体与外海流通不畅，在干旱炎热气候的气候下易沉淀大量蒸发岩。
该段地层岩性特征为厚~中厚层状泥岩与中厚层状膏质泥岩近等厚互层，间夹薄层泥膏岩。
在潮坪相沉积地层中，当为清水沉积时，沉积物多以碳酸盐为主，SLCA曲线值将增加、SLFE曲线值降低、电阻率曲线值升高；当为浑水沉积时，沉积物多以碎屑岩为主，SLCA曲线值将降低、SLFE曲线值增加、电阻率曲线值降低。
在海湾或其它水体相对较浅，且与外界流通不畅时，如气候干燥炎热，钙元素和硫元素会同时以石膏的形式沉积下来。
在含有石膏的地层中，由于石膏在压实作用下易脱水转变成硬石膏，将导致密度曲线剧烈变化。
3．不同沉积环境元素平均值对比
从表4-3中我们可以看出，河流相沉积地层中的硫元素含量相对较少，而铁元素含量较高。
而水体的浑浊度直接影响到沉积物中铁元素含量的高低。
而在滨海相、滨湖相和海陆间互相沉积物中，硫、钆元素含量较高。
表4-3不同沉积相带对应的ECS曲线平均值统计表
井名
深度段
（m）
硅元素
（kgf/kgf）
钙元素（kgf/kgf）
铁元素（kgf/kgf）
硫元素（kgf/kgf）
钆元素（ppm）
钛元素（kgf/kgf）
铝元素（kgf/kgf）
沉积相
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