巴西東北部Rec

1、 第20頁(yè)巴西東北部Recôncavo盆地Sergi地層的相構(gòu)型和風(fēng)成河流儲(chǔ)層的非均質(zhì)性Daniela E. Bongiolo a,*, Claiton M.S. Scherer b, 1 摘要Sergi地層（上侏羅統(tǒng)）代表了巴西Recôncavo盆地的主要油氣藏。Sergi地層的基底垂直相層序包括由一個(gè)復(fù)雜的河流的、風(fēng)成的、湖成的相互作用形成的儲(chǔ)層。這些儲(chǔ)層的相結(jié)構(gòu)和詳細(xì)的巖石物理分析加強(qiáng)了對(duì)各種規(guī)模的非均質(zhì)性的認(rèn)識(shí)，使描述混合風(fēng)成河流相儲(chǔ)層形式的預(yù)測(cè)模型得到發(fā)展。在肉眼的范圍內(nèi)，儲(chǔ)層主要由河道相和風(fēng)成相組合形成的砂體沉積組成。區(qū)域沖刷面和層序界面是他們主要的滲流屏障。區(qū)

2、域沖刷面是由湖泊相組合的細(xì)粒沉積物沉積組成的，層序界面作為滲流屏障是由于機(jī)械的粘土滲透?；谒膸缀侮P(guān)系，聯(lián)系著河流風(fēng)成湖泊的相互作用的儲(chǔ)層形成了兩種宏觀可見規(guī)模的油氣藏：（一）具有良好的橫向連續(xù)性的風(fēng)成包和相對(duì)簡(jiǎn)單的地層對(duì)比；（二）通過(guò)河流沉積來(lái)高度劃分復(fù)雜的地層對(duì)比的風(fēng)成包和削蝕。介觀非均質(zhì)性反映在風(fēng)成和河流相組合的巖相，沉積構(gòu)造和層規(guī)模的變化。關(guān)鍵詞：幾何形態(tài)，非均質(zhì)性，河流的和風(fēng)成的儲(chǔ)層，Recôncavo 盆地1. 簡(jiǎn)介 通過(guò)一系列的風(fēng)成的、河流 的相互作用產(chǎn)生的層序在全球幾個(gè)盆地形成良好的陸相儲(chǔ)層：包括南部北海盆地赤底統(tǒng)組(George and Berry, 1993;

3、Howell and Mountney, 1997),東愛爾蘭盆地的西華砂巖組(Cowan, 1993)，墨西哥灣的Norphlet砂巖(McBride et al., 1987; Dixon et al., 1989) ， 阿根廷的 Neuquén盆地中部的Avilé砂巖 (Veiga et al., 2002) ，巴西東北部 Recncavo盆地Sergi 構(gòu)造 (Figueiredo et al., 1994) 。Sergi地層中，混合風(fēng)成河流相沉積物代表最重要的Rec ncavo 盆地儲(chǔ)層，而且石油地質(zhì)儲(chǔ)量是3.62億方(Scherer et al., 2007).

4、。近些年已經(jīng)對(duì)Sergi地層進(jìn)行了廣泛的研究(e.g. Netto et al., 1982; Lanzarini and Terra, 1989; Carrasco et al., 1996; Scherer et al., 2007) ， 考慮到巴西油氣采收率提高的需求，此領(lǐng)域已經(jīng)很成熟了。但是，目前尚無(wú)考慮到不同尺度的非均質(zhì)性的影響的研究發(fā)表。部分原因是研究的這些儲(chǔ)層的固有復(fù)雜性，因?yàn)轱L(fēng)成河流相沉積物展示了兩相變化的垂直剖面和橫向變化以及儲(chǔ)集層的物理特性，限制了滲透率的分布及砂體連通性預(yù)測(cè)模型的發(fā)展機(jī)會(huì)。本文的目的是：（1）描述與解釋主要的相組合；(2)根據(jù)沉積結(jié)構(gòu)分析來(lái)演示Sergi地

5、層的風(fēng)成河流相儲(chǔ)層的幾何特性；(3)從宏觀和微觀來(lái)理解儲(chǔ)層的非均質(zhì)性，基于相結(jié)構(gòu)和物理特性來(lái)建立潛在滲流屏障的鑒定標(biāo)準(zhǔn)。在這項(xiàng)研究中，對(duì)選擇的3個(gè)鉆孔進(jìn)行詳細(xì)的巖相描述和解釋。此外，從260650m間隔的井距得到的7條自然伽馬測(cè)井曲線圖用來(lái)構(gòu)建兩個(gè)正交的十字剖面和識(shí)別不同尺度的儲(chǔ)層非均質(zhì)性。2. 地質(zhì)背景該Recôncavo盆地是Recôncavo-Tucano-Jatobá 裂谷的一部分，位于巴伊亞州，巴西東北部（圖1）。它包括一個(gè)北東-南西向的不對(duì)稱的地塹，由河流，風(fēng)成沉積和湖泊來(lái)源地層填充（內(nèi)托，1978年），其中相當(dāng)部分含有豐富的的在侏羅紀(jì)白堊紀(jì)年代累積的

6、有機(jī)質(zhì)（圖2），面積超過(guò)了10000多平方公里。 Recôncavo盆地在地殼拉伸過(guò)程中生成，這個(gè)過(guò)程在早白堊世（Neocomian）岡瓦納古陸破裂階段達(dá)到頂點(diǎn)。下白堊紀(jì)晚期，在岡瓦納大陸完全破裂之前西部的裂谷被中止，阻止海洋沉積物在盆地沉積（Milani, 1985; Netto and Oliveira,1985; Santos et al., 1990）。 在這個(gè)盆地內(nèi)，Sergi地層在上侏羅紀(jì)構(gòu)成河流的、風(fēng)成的、湖成的沉積物沉積層序(Bruhn and De Ros,1987; Lanzarini and Terra,1989 Carrasco et al., 1996；La

7、nzarini, 1996; Scherer et al., 2007)。它的最大厚度為450米(Caixeta et al., 1994)和其沉積物存在在整個(gè)盆地，雖然只暴露在西部和北部部分。雖然這種地層僅限于Recôncavo盆地，但可對(duì)比單元產(chǎn)生在巴西盆地東北部和非洲西部(Garcia et al., 1998)。據(jù)Scherer et al. (2007)，這種地層單元可分為三個(gè)沉積序列，每個(gè)沉積序列被定義為層序邊界，分別被命名為沉積層序一、沉積層序二和沉積層序三。沉積序列一是由復(fù)雜的河流的、風(fēng)成的、湖成的系統(tǒng)相互作用而沉積的泥巖至中粒砂巖組成的。沉積序列二的特點(diǎn)是辮狀河道帶

8、中的細(xì)砂巖到礫巖的沉積。最后，沉積層序三是由風(fēng)成的、河流的系統(tǒng)的中至細(xì)砂巖沉積組成的。3.相分析形成本文基礎(chǔ)的詳細(xì)研究是在沉積序列一中進(jìn)行。選擇它是因?yàn)樗赗ecôncavo盆地中重要風(fēng)成的、河流的儲(chǔ)層，而且它還具有廣泛的可用性數(shù)據(jù)（良好的巖石恢復(fù)，自然伽馬測(cè)井和巖石物理測(cè)井?dāng)?shù)據(jù)的巖心資料）。在鉆孔描述的基礎(chǔ)上，這個(gè)層段有大約可達(dá)130米的厚度。這個(gè)相分析包括在研究層段的14個(gè)單個(gè)巖相識(shí)別和4個(gè)相組合。巖相描述如表1所顯示，而且它所依據(jù)的是Miall (1978)的原始表。 圖1 Recôncavo盆地簡(jiǎn)化地質(zhì)圖(modified after Scherer et al

9、.,2007)，展示了橫截面研究的位置。圖2 Recôncavo盆地Sergi 層位地層柱狀圖(modified after Silva et al., 2007).3.1. 湖泊相組合3.1.1. 說(shuō)明這種相組合主要出現(xiàn)在研究區(qū)間底部。它的組成形式1-4米厚的外殼，這個(gè)外殼主要由層紋狀或塊狀粘土巖和粉砂巖組成（巖相分別為Fl和Fm，如圖3），較少的強(qiáng)烈擾動(dòng)，而且一般包含介形蟲化石和植物碎片。這個(gè)相組合局部形成了向上顆粒變粗的地層，由底部塊狀(Fm)或?qū)蛹y狀(Fl)泥巖和頂部交錯(cuò)紋理(Sr)波紋細(xì)砂巖組成，上被細(xì)粒至中粒砂巖覆蓋，或具有水平紋理和生物擾動(dòng)作用。3.1.2. 解釋塊狀和

10、層紋狀泥巖被解釋成水體中懸浮沉積物沉降的代表。出現(xiàn)在這個(gè)相組合中的介形類生物指示了陸相環(huán)境(Caixeta et al., 1994)，這表明水體來(lái)源于湖泊。向上變粗旋回表明冰緣湖沉積物，可能是由遠(yuǎn)端河流沉積物流形成的，形成過(guò)程中泥沙直接進(jìn)入湖泊水體(Scherer et al., 2007)。3.2. 河道相組合3.2.1. 說(shuō)明這個(gè)相組合包括向上變細(xì)沉積旋回每個(gè)旋回1-3米厚。每個(gè)旋回被它的侵蝕面所限制，侵蝕面最終包括由高達(dá)0.1m厚的層內(nèi)礫巖(Gm)且包含高比例的泥巖和碳酸鹽巖碎屑組成的基底滯留沉積物（圖4）。在內(nèi)部，向上變細(xì)沉積旋回的特點(diǎn)是以下相系列：交錯(cuò)層理(St)或者是中等規(guī)模平面

11、交錯(cuò)層理(Sp)砂巖；低角度層紋狀砂巖(Sl)；水平層紋狀砂巖(Sh)；塊狀細(xì)到粗粒砂巖（SM）的，以及在每個(gè)旋回的頂部，大規(guī)模的泥巖(Fm)或是具有波紋紋理的極細(xì)粒砂巖(Sr)。3.2.2. 解釋砂體出現(xiàn)排列成旋回，每個(gè)旋回的都有一個(gè)基底剝蝕面和內(nèi)部所包含的相結(jié)構(gòu)的單向古水流指標(biāo)的指示性，包括內(nèi)部單向牽引結(jié)構(gòu)，以及一個(gè)良好的向上變細(xì)的粒度發(fā)展趨勢(shì)表明了河道內(nèi)的堆積作用 (Scherer et al., 2007; Ghazi and Mountney,2009)。低角度層理和大型交錯(cuò)層理的缺乏的橫向優(yōu)勢(shì)，表明河道相對(duì)較淺，主要是一種快速的間歇性的表流充填的結(jié)果(Miall, 1996;Sch

12、erer et al., 2007)。槽狀和水平交錯(cuò)層理的地層代表了三維和二維沙丘的剩余沉積，分別地，通過(guò)流動(dòng)擴(kuò)大和隨之而來(lái)的流態(tài)條件下產(chǎn)生。塊狀砂巖被解釋為在懸浮率很高的條件下從中度至高度含沙量水流中沉淀積累下來(lái)的。(Allen and Leeder, 1980; North and Taylor, 1996; Lomas, 1999; Grecula et al., 2003; Spalletti and Piñol, 2005).?；訅K狀，水平到低角度紋層狀和交錯(cuò)層理砂巖顯示了在河道充填過(guò)程中在高流量和低流量條件下之間的波動(dòng)。砂體中許多內(nèi)部侵蝕面的出現(xiàn)顯示了河道是通過(guò)多次洪水

13、事件充填的(Herries, 1993; George and Berry, 1993)。在每個(gè)旋回頂部的細(xì)顆粒泥沙（lithofacies Sr and Fm）是常見的流速減小或者河道廢棄的產(chǎn)物(Smith et al., 1989; Miall, 1996)。泥巖碎屑意味著局部物源，一個(gè)存在的侵蝕為主的地區(qū)的位置距離上游只有一個(gè)短暫的距離，因?yàn)樘烊坏拇嗳跣阅鄮r碎屑阻止了過(guò)長(zhǎng)距離搬運(yùn)(Spalletti and Piñol, 2005)。表1 研究單元的巖相劃分方案(modified after Miall, 1978)。3.3. 風(fēng)成沙丘巖相組合3.3.1. 說(shuō)明這個(gè)相組合是由細(xì)

14、至中粒分選良好的砂巖組成的。顆粒是磨圓度良好的，通常呈現(xiàn)圓球狀結(jié)構(gòu)（小米粒結(jié)構(gòu)）。砂巖顯示了由0.5到2m厚的層組形成的大型交錯(cuò)層理St(ae)。在每個(gè)層組最上部，前積層傾向可達(dá)32度，還包括大規(guī)模的范圍在2-5cm厚的反向遞變層理。向底部延伸，前積層的傾向逐漸減小，隨著延伸或楔狀消失成為低角度傾斜和水平紋層。前積層傾向的減小伴隨著紋層數(shù)量的增加以及其厚度的相應(yīng)減少。底部層組紋層0.1-0.4cm厚，反向遞變的，具有不明確的交錯(cuò)層理(Hunter,1977)。一些層組局部是大規(guī)模的而其它部分包含不確定的交錯(cuò)層結(jié)構(gòu)Sm(ae)。3.3.2. 釋義 分選良好的高磨圓度的細(xì)粒至中粒砂巖形成了具有大規(guī)

15、模的交錯(cuò)層理層組（圖5），指示了風(fēng)成沙丘的殘余沉積(Hunter, 1977; Kocurek and Dott, 1981; Scherer et al.,2007)。前積層頂部和底部不同的層理類型顯示了砂體在風(fēng)成沙丘背風(fēng)面的不同的形成過(guò)程。高角度，2-5cm厚的反向遞變層里被解釋為由沙丘背風(fēng)面的松散砂體坍塌形成的砂流層(Hunter, 1977; Mountney, 2006)。低角度至水平，毫米厚度的逆遞變層理砂巖被解釋成是由在沙丘沖積裙到沙丘間區(qū)域的風(fēng)成波痕(Hunter, 1977; Mountney,2006)的遷移形成的亞臨界的爬升交錯(cuò)層理地層。塊狀或變化的間隔具有交錯(cuò)層理的層組

16、可能源于流體化作用，它是由水滲透進(jìn)風(fēng)成沙丘導(dǎo)致孔隙中流體壓力增加或者是由連續(xù)沙丘的攀升而形成的超負(fù)荷的飽和水砂層產(chǎn)生的(Doe and Dott,1980)。另一種可能性是塊狀砂巖是通過(guò)擾動(dòng)作用所產(chǎn)生的(Ahlbrandt et al., 1979)。然而，風(fēng)成相中化石痕跡的缺失支持了流體化作用假說(shuō)。3.4. 風(fēng)成砂席相組合3.4.1. 說(shuō)明這個(gè)相組合與河道相組合互層出現(xiàn)。風(fēng)成砂層組形成了板狀外殼（每個(gè)可達(dá)2m厚），由極細(xì)粒到中粒砂巖組成，砂巖是中等分選的，低角度交錯(cuò)層理Sl(ae)和1-5mm厚度，有反向遞變層理的極細(xì)砂巖且粒度等級(jí)達(dá)到中粒砂巖是無(wú)明顯的前積層（圖6）。局部橫向上的具波狀紋理

17、的細(xì)砂巖至極細(xì)砂巖與不規(guī)則紋層的泥巖互層，解釋為波狀結(jié)構(gòu)Sa(ae)。3.4.2. 釋義反向遞變的，低角度傾斜的交錯(cuò)層理被解釋為亞臨界的爬升交錯(cuò)層理地層，其形成是由于風(fēng)成波痕遷移過(guò)干燥的沉積平原(Hunter, 1977)。毫米級(jí)，波浪紋層被解釋為潮濕的沉積平原釋放的粘附的干砂層而產(chǎn)生的粘合附著力結(jié)構(gòu)(Kocurek and Fielder, 1982)。風(fēng)成波痕和粘附層之間縱向的交替變化反映了基底濕度和與之聯(lián)系的臺(tái)地水體的漲落速率的變動(dòng)或干砂層的可用性的改變（Chakraborty and Chaudhuri, 1993; Scherer and Lavina, 2005)。具有風(fēng)成波紋和附

18、著力結(jié)構(gòu)的水平巖層的廣泛發(fā)育顯示了發(fā)育良好滑落面的大型河槽的缺乏。像這樣的水平地層可以歸因于兩個(gè)不同的沉積背景：（一）沙丘間地區(qū)，位于風(fēng)成沙丘和在偏飽和的的沉積條件下發(fā)育的地區(qū)之間(e.g.Herries, 1993; Mountney and Thompson, 2002; Mountney and Russel, 2009; Ulicny, 2004);（二）風(fēng)成砂體背景，限制風(fēng)能的結(jié)果或者是排除了風(fēng)成沙丘地層的可用性砂體形成的 (e.g. Trewin, 1993; Veiga et al., 2002; Biswas, 2005) 。Sergi組地層中的風(fēng)成水平地層形成了可達(dá)2m厚的外

19、殼，但是與插入式的高角度交錯(cuò)層理風(fēng)成沙丘沉積并沒有關(guān)聯(lián)。因此，他們代表沙丘間沉積是不可能，而且風(fēng)成砂體背景的假說(shuō)在這種情況下不被支持(Clemmensen and Abrahamsen, 1983; Clemmensen and Dam,1993; Herries, 1993; Veiga et al., 2002; Biswas, 2005; Scherer and Lavina, 2005; Dias and Scherer, 2008)。4.沉積構(gòu)型和地層演化在Aliança 和Sergi地層之間的邊界構(gòu)成了研究區(qū)的合適的地層。從地層分析方面看，可以將這個(gè)層序分為三個(gè)風(fēng)成河流層

20、段，每個(gè)層段被高達(dá)4m厚的湖泊沉積分隔（圖7和8）。湖泊沉積底部代表了區(qū)域沖刷面，被命名為RFS1和RFS2，兩個(gè)表面廣泛延伸到整個(gè)研究區(qū)域。最低的層段主要是由厚的具有良好的橫向連續(xù)性長(zhǎng)度可達(dá)1.5km (在所研究的橫截面上平均連續(xù)層達(dá)780 m)的風(fēng)成沙丘殼(每個(gè)可達(dá)10m)圖3 (A)河流-湖泊相組合典型的垂向剖面和自然伽馬測(cè)井曲線圖。（B）巖心照片：塊狀粉砂巖（巖相Fm）組成。由于板狀沉積的存在，這個(gè)層段有一個(gè)相對(duì)簡(jiǎn)單的內(nèi)部關(guān)聯(lián)。中間層段由它底部和頂部?jī)蓚€(gè)厚的橫向分布廣泛（橫剖面上每個(gè)高達(dá)1.5km）的風(fēng)成沙丘殼（每個(gè)可達(dá)8m厚）組成。中間層段內(nèi)部由風(fēng)成沙丘層組和風(fēng)成砂地層組成，它顯示了

21、兩種相組合并不是分開的，而且可能同時(shí)共存于同一個(gè)地層層位。它顯示了風(fēng)化殼的厚度(可達(dá)4m)和寬度(橫剖面上平均寬度490m)要比那些最低層段(分別是，厚度可達(dá)10m，橫剖面上平均寬度780m)要低。上部層段地層幾何形態(tài)與中部層段內(nèi)部地層幾何形態(tài)相似，而且與最低層段相比較它顯示了更低的厚度(可達(dá)2m)和低寬度(橫剖面上平均寬度550 m)的風(fēng)化殼。 風(fēng)化殼向上厚度和橫向連續(xù)性的減小可能是由兩種不同的因素的產(chǎn)生的：（一）從根源上講，橫向延伸的減少是因?yàn)轱L(fēng)成沙丘和風(fēng)成砂板的本地沉積，（二）最初的風(fēng)成沉積物的廣泛沉積以及其后的河道侵蝕或者風(fēng)蝕作用。河流和風(fēng)成沉積物之間高頻率的間層理是由異源的或同源控制

22、引起的。風(fēng)成河流的頻率可能被氣候變化控制。多雨期的特點(diǎn)是河流活動(dòng)增加，然而枯水期的特點(diǎn)是沙丘地區(qū)的擴(kuò)展和隨之而來(lái)的河流沉積的改造(Scherer et al., 2007)。另一種可能性是，觀察河流和風(fēng)沙間層理表示了同時(shí)代的水體和風(fēng)成沉積過(guò)程中所保存下來(lái)的地質(zhì)記錄，即風(fēng)成沉積記錄的是觀察到的河流沉積的區(qū)域性再造沉積，與Trewin (1993); Cain and Mountney (2009)提出的相模型相似。圖4 (A)河道相組合典型的垂向剖面和自然伽馬測(cè)井曲線圖。詳細(xì)的巖心樣品照片：（B）交錯(cuò)層理砂巖-巖相St；（C）波形交錯(cuò)紋理-巖相Sr；(D)低角度交錯(cuò)層理砂巖-巖相Sl；(E)塊狀

23、砂巖-巖相Sm；(F)層內(nèi)碳酸鹽礫巖和內(nèi)碎屑泥巖-巖相Gm圖5 (A)風(fēng)成沙丘相組合的典型的垂向剖面和自然伽馬測(cè)井曲線圖。(B)風(fēng)成交錯(cuò)層理的巖心照片，特點(diǎn)是底部風(fēng)成波痕的低角度紋理向上升級(jí)到高角度（20到30度）顆粒流地層巖相 St(ae)。(C)詳細(xì)的巖心樣品照片顯示了風(fēng)成波痕地層的特點(diǎn)是具有大規(guī)模交錯(cuò)層理的風(fēng)成砂巖。圖6 (A)風(fēng)成席狀砂相組合的典型垂向剖面和自然伽馬測(cè)井曲線圖。(B)詳細(xì)的巖心樣品照片顯示了低角度風(fēng)成波痕紋理的風(fēng)成砂巖-巖相Sl(ae)。圖7 以對(duì)數(shù)關(guān)系為基礎(chǔ)的地層剖面圖(NW-SE)。這個(gè)地層序列是由三個(gè)風(fēng)成河流層段組成的，每個(gè)層段由湖泊沉積隔開。第一個(gè)和第二個(gè)層段頂

24、部被區(qū)域沖刷面(RFS)分隔。上部層段頂部被層序邊界限制(SB)。在Aliança and Sergi地層之間的界線在地層研究中被作為地層的基準(zhǔn)面。圖8 以對(duì)數(shù)關(guān)系為基礎(chǔ)的地層剖面圖(SW-NE)。這個(gè)地層序列是由三個(gè)風(fēng)成河流層段組成的，每個(gè)層段由湖泊沉積隔開。第一個(gè)和第二個(gè)層段頂部被區(qū)域沖刷面(RFS)分隔。上部層段頂部唄序列邊界限制(SB)。在Aliança and Sergi地層之間的界線在層段研究中被作為地層的基準(zhǔn)面。圖9 宏觀非均質(zhì)性的簡(jiǎn)化圖。油藏劃分的主要控制參數(shù)是區(qū)域沖刷面(RFS)和層序邊界(SB)。圖10孔隙度和滲透率曲線圖顯示了風(fēng)成沙丘和風(fēng)成砂板相組合比

25、那些在河流相組合上觀察到的有更高的價(jià)值。圖11 選定巖相的滲透率分布直方圖圖12河流相組合垂向上相層序的滲透率和孔隙度分布。河道底部礫石沉積(巖相Gm)由于鈣質(zhì)膠結(jié)而具有相對(duì)低孔低滲的特點(diǎn)。這種低孔低滲值是在向上變細(xì)的河道沉積旋回(巖相Sr或者Fm).頂部中發(fā)現(xiàn)的。5儲(chǔ)層非均質(zhì)性的規(guī)模組成研究層段的儲(chǔ)層主要由細(xì)粒和中粒砂巖組成，砂巖中等分選至良好分選，在風(fēng)成河流系統(tǒng)中沉積。這些沉積縱向和橫向上并列，產(chǎn)生高復(fù)雜性的沉積構(gòu)型，在此范圍內(nèi)，存在大規(guī)模的非均質(zhì)性?；贕aloway and Hobday (1996)的分類，研究地層層段可細(xì)分為三種非均質(zhì)性規(guī)模：巨觀非均質(zhì)性，宏觀非均質(zhì)性和中觀非均質(zhì)性

26、。5.1 巨觀非均質(zhì)性巨觀非均質(zhì)性是表示油田規(guī)模上滲透性和相對(duì)非滲透性單元的關(guān)系。在這個(gè)規(guī)模上，主要的儲(chǔ)層劃分控制參數(shù)是地層表面的關(guān)鍵(圖9)。下部和中部?jī)?chǔ)層(可達(dá)40m厚)是風(fēng)成河流系統(tǒng)中砂體的積累，它的主要滲流屏障(可達(dá)4m厚)是湖泊系統(tǒng)中的細(xì)粒沉積物沉積，湖泊系統(tǒng)組成RFS1和RFS2。上部層段砂外殼對(duì)應(yīng)的儲(chǔ)層被頂部位于層序I和層序II之間的層序邊界限制(sensu Scherer et al., 2007)，層序邊界作為滲流屏障是由于機(jī)械充填的粘土與不整合的存在(De Ros and Scherer, in press)。5.2 宏觀非均質(zhì)性宏觀非均質(zhì)性，反映了儲(chǔ)層內(nèi)相組合之間縱向和橫

27、向的關(guān)系。儲(chǔ)層層段研究保存了河流和風(fēng)成沉積之間相互作用的記錄。即使風(fēng)成的和河流的沉積體是很好的儲(chǔ)層，但這兩個(gè)趁機(jī)類型也有著巖石物理的差異。風(fēng)成沙丘和風(fēng)成砂板相組合要比河道相組合有著更高的滲透率(K)和孔隙度(Ø)值（圖10）。不同的相組合之間的縱向和橫向關(guān)系產(chǎn)生了具有不同幾何形態(tài)特征的儲(chǔ)層（參見剖面圖7和8）。較低的層段是由具有相對(duì)簡(jiǎn)單的橫向連續(xù)性的厚層砂體風(fēng)化殼組成的，因?yàn)槎际前鍫畹膸缀涡螒B(tài)的砂體。相比之下，中部和上部層段是由更多條塊狀的較薄的風(fēng)化殼儲(chǔ)層組成，風(fēng)化殼在橫向上相當(dāng)不連續(xù)，反映了河道侵蝕能力和限制性的風(fēng)成分布的增加。由于縱向和橫向上河流和風(fēng)成砂體的并列分布使這些儲(chǔ)層產(chǎn)生

28、了一個(gè)非常復(fù)雜的儲(chǔ)層。5.3 中觀非均質(zhì)性單獨(dú)的風(fēng)成和河流風(fēng)化殼擁有內(nèi)部紋理和結(jié)構(gòu)上的差異，其說(shuō)明了儲(chǔ)層巖石物理特征的改變（中觀非均質(zhì)性）。河流相組合顯示了變化的滲透率值(圖 11)。St, Sl/Sh and Sm (中間部分)要比巖相Gm and Sr/Fm (分別為底部和頂部)有更高的滲透率值。巖相Sr/Fm的較低的滲透率值是通過(guò)它的較細(xì)的顆粒大小來(lái)解釋的，而這些巖相Gm是與碳酸鹽巖膠結(jié)有關(guān)的 (De Ros and Scherer, 發(fā)表； 圖 12)。凡是發(fā)生強(qiáng)烈膠結(jié)的地方，來(lái)自于巖相Gm的礫巖會(huì)產(chǎn)生出用來(lái)做河流相儲(chǔ)層劃分的有效滲流屏障。風(fēng)成砂席相組合外殼有變化的滲透率值。這個(gè)組合的

29、特征是有區(qū)域性的巖相Sa(ae)插入的巖相Sl(ae)占優(yōu)勢(shì)。由于粘土的出現(xiàn)，巖相Sa(ae)顯示了比來(lái)自了巖相Sl(ae)的砂巖更高的滲透率值。巖相Sa(ae)的粘土含量較高的地區(qū)，可能形成局部的滲流屏障。風(fēng)成沙丘相組合主要包括風(fēng)成交錯(cuò)紋層的疊加層組巖相 St(ae)。在前積層的基底，地層與下伏邊界曲面相切，特點(diǎn)是發(fā)育風(fēng)成波痕紋層。層組內(nèi)部前積層傾向向上變陡，以及與它們一起產(chǎn)生的反向遞變的顆粒流地層經(jīng)常隨著滲透率的改變而改變。這種在伴隨著前積層的風(fēng)成層理中發(fā)生的變化經(jīng)常伴隨著滲透率的改變(e.g. Lindquist, 1988; Chandler et al., 1989; Heward,