層序地層學中的層序邊界識別
日期:2011-12-6        瀏覽:8608

前言
層序地層學可視為“地質學中的一場革命”。作為一種成功的全球性理論,它在油氣資源勘探開發中正發揮著巨大的作用[1]。層序界面、層序結構和體系域及沉積體系展布是層序地層學研究的三個重要內容[2]。其中以層序界面的識別最為重要,堪稱層序地層學研究的靈魂和生命[3]。在常規的層序地層學研究中,層序界面的識別主要依據地震剖面、野外露頭、錄井巖性、測井曲線等資料所展現的不整合面或沉積間斷面[4~7]。但大量實踐證明,有許多層序界面在宏觀上是難于辨別的,但并非不存在,這就有礙正確劃分層序[8]。這種現象已成為層序格架建立中的一大難題,長期沒有得到解決。
本文針對這種現狀,同時根據地質、地球物理信息.由于受外界條件的干擾,在不是層序邊界的地方也可能出現一定的異常而造成層序邊界存在的假象。因此在判斷層序邊界存在與否時,不能單純根據某一信息的異常變化,而要同時在地震特征上、測井曲線上和鉆井剖面中的巖性、巖相特征上、古生物組合上、徽量元素的變化上找盡量多的證據,以期劃分準確。
一、 層序分級
1.一級層序或超層序代表相似構造背景下沉積的整個地層序列,地層規模相當于系或統。在時間跨度上大于50Ma。
2.二級層序為同一個二級構造幕控制下的沉積序列,與過去所說的二級沉積旋回相當,
邊界為明顯的不整合面。在時間上的跨度在3--50 Ma。陸相盆地二級層序縱向可區分出沉積類型明顯不同的2—4個體系域,二級層序下部(特別是盆地沉降初期)往往發育缺少穩定水體的陸上紅色沉積地層,在陸相斷陷盆地主要為主的沖積扇沉積體系,在陸相坳陷盆地發育辮狀河沉積,可稱為“沖積體系域”或“低位體系域”;隨著二級構造幕沉降范圍的擴大,沉積物不能充填滿構造沉降形成的可容納空間,遺留下未被沉積物充填的湖侵沉積序列可稱為“水進體系域”。或“湖侵體系域”;最大湖侵期之后,主要由于二級構造幕后期沉降速率的降低,湖盆水體面積減小、深度變淺,發育水退型沉積序列,之后還可能發育曲流河泛濫平原沉積,可分別稱為“水退體系域”和“河流泛濫平原體系域”,二者組合一起與海相盆地的“高位體系域”相當。
3.三級層序為三級構造幕沉降過程中沉積的地層序列,地層規模一般當于段,其邊界為
沉積間斷面或局部不整合,向沉積中心過渡為連續沉積面。在沉積分異程度較高的盆地,
可進一步劃分出水進和高位體系域。
4.四級層序即準層序,由多個單砂層和泥巖層組成,地層規模相當于石油地質研究中的
砂層組,
5.五級層序相當于VanWagoner(1990)定義的“層組”,由一個砂層與一個泥巖層組成,五級層序一般為自旋回沉積地層單元
二、利用鉆井資料識別層序邊界
任何能夠指示沉積環境與相序變化的巖心、巖屑、古生物、地化、測井等鉆井資料,都
可以用于鉆井層序劃分與對比。與地震資料相比,鉆、測井資料的地質含義明確且分辨率高,
既可以用于識別大套層序界面也可用于四一五級高分辨率層序劃分與對比。鉆井層序劃分對
比的一般步驟方法是:首先選擇位于過渡相帶的典型井,在巖心相分析的基礎上,根據測井
和錄井資料反映的巖電組合特征,分析垂向上沉積相序演變過程,進而通過識別可容納空間
演變趨勢的轉換面和突變面,識別準層序、準層序組、體系域和層序邊界,確定初步的層序
劃分方案;然后通過多條基干連井剖面層序對比,調整層序劃分結果,并根據地層疊置樣式
識別準層序組和體系域邊界,建立鉆井剖面層序地層格架。在層序地層學中主要是三級層序邊界的識別,以及它所包含的最大洪泛面、初次洪泛面和準層序是關鍵。下面從這幾個方面陳述其在鉆井資料上的特征。
1. 三級層序邊界的識別
 (1)層序邊界的典型特征之一,是邊界下伏層序的湖岸上超點向盆地中心遷移,其在鉆井剖面中表現為沉積相向盆地方向的遷移,即淺水粗粒的沉積物逐漸覆蓋于較深水沉積物之上。
 (2)由于層序邊界之下是高位體系域,水體有向上變淺的趨勢,反映在粒度上一般是向上逐漸變粗。而層序界面之上是低位或湖侵體系域,水體向上為變深的趨勢,反映在粒度上為向上逐漸變細。所以碎屑巖粒度由向上變粗至變細的轉換面作為層序邊界的識別標志。
(3)層序界面上測井曲線組合形狀反映的相序演變趨勢發生轉折。在SP和RT測井曲線上,層序邊界的下部一般是齒狀的漏斗形,而邊界的上面一般是倒置的漏斗形,
所以邊界一般是測井曲線幅度最大的位置。
(4)層序界面附近古生物化石的分異度和豐度顯著降低,一般缺少水生生物化石,有
時為無化石的“啞層”。
 (5)在低位體系域不發育時,地層的疊置方式由進積式向退積式轉變的位置可以作為
層序邊界的識別標志。
(6)層序界面附近沉積物的顏色.般為氧化色,例如褐色、棕色和棕紅色等。
2.最大洪泛面的識別標志
(1)在巖性錄井剖面中,最大洪泛面一般發育在穩定的泥巖段內或泥巖段的頂部和底
部。
(2)最大洪泛面一般對應于常規總伽馬刪井曲線的峰值,而且應用特殊的伽馬曲線,
如鈾、釷、鉀以及他們的比率關系可以比較準確的識別最大洪泛面的位置。—般最人洪泛
面具有鈾最高值(大于5ugg)和釷鈾低值(小于2.5)的特征。
 (3)從沉積物粒度演變看,最大洪泛向處于粒度最細的位置,其下粒度呈向上變細趨
勢,其上粒度呈向上變粗的趨勢。
 (4)從地層的疊置方式看,最大洪泛面處于退積式向進積式或加積式疊置方式轉變的位置。
(5)測井曲線上,最大洪泛面一般處于sP曲線大段的泥巖基線內或電阻率曲線的最低值。
3.初次洪泛面的識別標志
    初次洪泛面本區不明顯,只在第四個層序中發育。初次洪泛面可以通過地層的骨首方式、
測井曲線的組合方式、相的疊置方式等來識別。
4.準層序劃分
準層序(即四級層序)是成因上有聯系的多個巖層或巖層組組成的地層單元,地層規模相當于四級沉積旋回或砂層組,準層序內部縱向上地層相對連續、無明顯沉積間斷。海泛面作為準層序邊界,反映了水深突然增加事件。海泛而識別要綜合以下因素:巖性突變,層厚突然增加或減少,可能的沖刷與侵蝕,層面附近出現豐富的海綠石、磷灰石、黃鐵礦等自生礦物,生物擾動現象向下突然增加或減少.準層序內的巖性與厚度變化在常規測井中都有顯示,可以通過巖性測井與曲線形態分析來確定。地球化學測井和成像測井能夠識別海綠石和生物擾動的存在。不同的準層序組類型在測井曲線上的響應也有差異。前積準層序組為一向上變粗的側井組合,進積準層序組為一箱形的測井曲線組合,退積準層序組為一向上變細的測井組合。
三、利用測井曲線資料識別
測井曲線在縱向分辨率高,且資料齊全,隨著測井技術的提高,測井在層序邊界上的識別越來越受到重視。層序邊界是一個不整合面(或沉積間斷面)以及與之可對比的整合面。層序邊界的識別是層序地層學研究的基礎,只有找準邊界,后面其它工作才有意義。不整合面上下地層存在著不同程度的沉積間斷,是一個較大波阻抗差的反射界面,基于此,在不同的測井曲線上,層序邊界將會有其特定的響應,這就給我們利用測井曲線識別層序邊界提供了非常有利的條件。沉積同斷或不整和面上、下地層產狀通常不一致,在地層傾角測井曲線上有明顯的反映,反過來,通過識別地層傾角側井上矢量圖模式的變化,也可以推斷沉積間斷或不整合面的存在。下面從層序邊界、最大洪泛面、初次洪泛面和準層序幾個方面陳述其在測井曲線上的特征,以及用一些利用測井的技術去驗證和評價。
測井曲線識別層序邊界的方法:(1)自然電位和視電阻率曲線組合識別法;(2)聲波時差識別法;(3)TOC識別法;(4)累計傾角識別法。
1.自然電位和視電阻率曲線組合識別法
自然電位和視電阻率曲線在層序邊界附近有較大的變化,它們的幅度、形態和組合關系等能夠反映沉積環境的變化,例如,自然電位的基線強烈偏移、視電阻率的突增或突減等,這些都有可能是層序邊界的響應。不同的沉積環境、水動力條件及不同的水深,必然造成沉積物組合形式和層序特征的不同。因此,利用這些曲線在垂向上不同的組合特點以及橫向上的追蹤對比,能較為準確地識別層序邊界。
2. 聲波時差識別法
沉積地層中的不整合在聲波時差測井上的響應異常,此處所說的不整合是指巖石地層在沉積上缺少連續性的特征,這種非連續性是由無沉積或剝蝕作用所致,是沉積盆地中構造抬升、湖平面下降的直接結果,不整合面對應于層序地層中的層序界面。根據聲波時差測井原理可知,聲波時差是對沉積地層的巖性、物性、孔隙和裂縫中的流體性質等因素的綜合響應。不整合的形成將導致其中某些因素出現異常,從而使沉積地層的聲波時差偏離正常趨勢線,這是進行不整合或層序邊界識別的理論基礎。在地層垂向剖面中,當這些因素發生異常時,聲波時差也隨之發生變化,特別是當上述因素變化不是按正常趨勢變化時,聲波時差隨深度變化的趨勢將出現異常。巖性對聲波時差的影響明顯,在分析研究過程中,為了消除巖性的影響,因此在同一口井中選擇同一巖性作為研究對象,一般選用泥頁巖。對于泥巖,聲波時差隨深度增加,聲波時差減小,存在一條趨勢線。Wyllie等人(1956)依據大量實驗結果推斷,在具有均勻分布的小孔隙固結地層中,孔隙度與傳播時間之間存在著正比線性關系。在此基礎上,MagaraK(1976)總結前人的研究成果,提出泥頁巖在正常的壓實情況下的聲波時差與深度的關系式:
 
式中,Δt—泥頁巖在深度H處的傳播時間;
Δt0—外推出地表的傳播時間;
C—正常壓實超勢斜率H—埋深
3.TOC識別法
國內外許多學者在巖心實測數據標定基礎上,利用測井資料來識別富含有機質的烴源巖和有機碳總量測定分析。該方法是利用測井曲線重疊法,把刻度合適的孔隙度曲線(一般為聲波時差曲線)疊加在電阻率曲線上,在富含有機質的細粒烴源巖中,兩條曲線存在幅度差,定義為ΔlogR)。其中其表達式為:
 
式中,ΔlogR曲線幅度差;R實測地層電阻率;Rns非源巖泥巖電阻率;Δt實測地層孔隙度測井數值;Δtns非源巖泥巖孔隙度測井數值;K與孔隙度測井測量單位相關的比例系數。
在未成熟的烴源巖中,兩條曲線分離的原因是由孔隙度曲線響應造成的;在成熟的烴源巖中,生成的烴類替代巖石孔隙中的水,導致電阻率增大,使兩條曲線產生更大的差異(或幅度差)。并且,在一般情況下ΔlogR與烴源巖中的有機碳總量(TOC)成正比關系。沉積地層中的烴源巖發育程度和有機碳的豐度與層序地層格架存在緊密關系。在層序地層學中,地層中有機碳總量(TOC)在垂向上的分布以周期性的形式出現。TOC的峰值常與最大湖泛面對應,在此面之上,由于高位體系域較快的沉積物稀釋作用使TOC減少,而在該面之下,由于湖侵體系域較高的沉積速率,TOC也要減少,沿最大湖泛面TOC增加。基于此,可以利用測井資料來判定最大TOC的位置,也就可以找到相應的最大湖泛面的位置。可以進行層序、體系域、準層序的劃分。
4. 累積傾角識別法
常規地層傾角矢量圖能識別出大的不整合面,但這種蝌蚪圖較分散,也存在多解性,因此本文將介紹另一種傾角圖—累計地層傾角圖。既使不整合面上下地層傾角相差很小,也能用它來識別不整合面。對于一組地層傾角,把測量結果按由淺到深進行排列,對每一測點結果給定一個編號,最淺的編號為1,向下依次增加。累計傾角圖是累計傾角的數值對深度或測點編號的交會圖。在交會圖上,縱軸為測點編號,并按一口井的測點編號由淺到深依次從縱軸頂端向下端排列,橫軸為累計傾角,從起始的0°到最大累計角度排列。我們解釋的重點在累計傾角圖上的轉折點。另外,為了突出那些小傾角變化引起的轉折點,可以做出累計曲線圖的一階導數曲線(一階導數=測量點編號差/累計傾角差),圖上那些偏離以直線為基線的點可能代表著具有重大意義的傾角值的改變。
利用測井資料識別層序邊界能提高垂向分辨率。應用ΔlogR對于識別最大湖泛面、有機質豐度和水深的變化非常有用,對于層序邊界的劃分是一種行之有效的方法。
四.利用地震資料進行層序邊界識別
   地震層序是以不整合及與之可以對比的整一地震反射為界,內部反射相對整一的地震
反射單元。地震層序劃分主要利用地震反射界面具有等時性、資料覆蓋整個工區的優勢,
可建立系統、連續和區域分布的等時地層格架,將盆地沉積序列劃分為不同級別的層序地
層單元,但是由于地震資料和鉆井資料的分辨率的不同,在層序劃分和對比中的應用不同,一般情況,二到三級層序以及內部的體系域界面上有清楚的顯示。以地震層序劃分為主,準層序以鉆井為主,下面總結地震在層序劃分中的應用和特點。
1.不整合面的地震識別
不整合面是代表地質歷史記載中時間間斷的侵蝕面和無沉積面,它往往與層序邊界相
對應。地下地層的接觸關系表現在地震上可分為整一關系(協調關系)和不整一關系(不
協調關系),前者代表地層之間的整合關系,而后者則對應地層之間的不整合關系,在地震
上表現為不同反射同相軸之間的終止交切關系。根據反射終止的方式可分為四種類型:削
截(削蝕)、頂超、上超和下超。不同的反射終止類型對應不同成因的不整合面類型,削蝕對應侵蝕型不整合,上超和下超則屬于沉積型不整合。其中侵蝕型不整合與上超型不整合往往與層序邊界相對應。
2.最大洪泛面地震識
最大洪泛面 (或稱最大湖泛面)是層序內部,尤其是三級層序內部的重要分界面,是沉積層序中水進體系域和高位體系域的分界。在測井和錄井資料上最大湖泛面通常位于顏色相對較深、質地較純的泥巖中間,代表湖進范圍最大時的深水沉積,當泥巖較厚時其準確位置則難以確定。在地震剖面上,靠近盆地邊緣最大洪泛面往往與下超面對應,地層下超的終止點連線即為下超面,下超面的形成是由于沉積物供應速率高于構造沉降速率井達到一定關系
時,沉積物在近端向盆地方向推進、在遠端出現“沉積饑餓”的結果。然而當物源供給速
率很高,遠遠大于構造沉降速率時,向盆地一方不會出現“饑餓沉積”現象,因而不存在
下超面或下超面不明顯。如果這樣,還可根據最大洪泛時期可容空間接近最大這一特征在
地震剖面上尋找最大上超點,與它所對應或可對比的同相軸可作為最大洪泛面的位置。
3.初次洪泛面地震識別
初次洪泛面是層序內部另一重要的分界面,初次洪泛面之下為低位體系域,之上為湖
進體系域。同被動大陸邊緣盆地層序模式中初次洪泛面和低位體系域與陸棚坡折帶有關一
樣,陸相湖盆層序模式中的初次洪泛面及低位體系域也應根據特定盆地的地形坡折帶來進
行識別及劃分,或者是明顯將原來范圍較小、水深不同、形態各異的分隔水體連成一體的
洪泛面也可稱為初次洪泛面.在地震剖面上,首次越過地形坡折帶的第一個湖岸上超點所
對應的同相軸即為初次洪泛面的位置.當然在有些坳陷型盆地中不存在明顯的地形坡折,
初次洪泛面難以確定,因此只能將一個沉積層序二分為湖浸體系域和湖退體系域。
五.利用古生物特征識別
1.生物(貝殼)碎清層 生活在淺水環境中的含殼類生物,死亡后殼體經湖浪作用搬運至岸線附近,后期受湖水的不斷沖刷破碎,形成貝殼碎屑層,其中殼體破碎嚴重、混雜狀堆積.因此它可以反映濱岸環境,當其上地層為反映水體逐漸或突然加深的沉積相類型時,這些碎屑層便可以近似代表準層序或準層序組的頂面,并可能代表層序的頂界。
2.植物根跡化石  根跡化石是巖心中最易識別的遺跡化石之一,其種類繁多.多為陸上或極淺水環境下的產物。從植物生理特點看,生長在大于lm水深中的植物.根系特別微弱,僅分布于沉積物表面.在后期沉積成巖過程中,在各種物理作用和化學作用的改造下,這些微弱根系很難得到保存。而生長在陸上成極淺水中的植物,根系較粗且扎根深,往往能夠免遭后期破壞而保存。因此在層序邊界的識別過程中.可以根據上下地層中植物根跡化石縱向上的變化推斷層序邊界的位置.
3.少生物量的變化 層序是在某一控制因素作用下所形成的一套地層,其中所含生物數量自下而上應該是漸變的,從多到少或從少到多因沉積環境不同而定。但層序邊界上下的地層,由于湖水深度、沉積環境等存在較大差異,導致生物數量差別很大。因此當地層中相鄰兩層內生物數量有突變時,就可以考慮它是層序邊界 。
4.生物種屬的變化 上、下地層中所含化石所代表的時代相差較遠,成古生物化石群發生突變,出現生物演化的不連續或生物種屬的突變,都說明地層之間發生過沉積間斷或長時間的浸蝕風化,是不整和面存在的依據
六.利用地球化學方法識別層序地層界面
粘土礦物、微量元素普遍存在于各種類型的沉積物和沉積巖中,它們對環境的變化敏感,同時它們的沉積分異、組合特征、礦物成分及其含量都從不同的角度記錄了形成過程中各種環境因素的變化。這些對恢復古環境,研究陸相湖盆水深變化具有重要的指示意義。
1粘土礦物法
在地質演化過程中,古環境特別是古氣候會發生突變,從而引起水介質性質發生變化。這種變化對于各種礦物的生成、轉變、消失有著直接的影響,其中粘土礦物對環境變化的反應尤為敏感。顯然,在不同環境中形成的沉積體系中,粘土礦物類型及其組合特征必然會因環境的變化而變化,這是利用粘土礦物進行高分辨率層序地層劃分、對比的基礎。
砂礫巖中粘土礦物的種類及其含量與其形成時水介質的酸堿性和古鹽度有關。通常地,在偏酸性水介質中,高嶺石的穩定性較高,有利于高嶺石的形成;在偏堿性水介質中,蒙脫石的穩定性較高,有利于蒙脫石的形成。隨著水介質古鹽度的增高,會出現先沉積高嶺石,后沉積蒙脫石的現象[1]。在沉積地層中,高含量的蒙脫石是與寒冷的氣候聯系在一起的,且其含量隨氣候變暖而減少[2]。蒙脫石的減少,高嶺石的增多,表明氣候向暖濕方向發展。
砂礫巖沉積期后,隨著其埋深的加大、溫壓的升高,不穩定的高嶺石和蒙脫石逐漸向穩定的綠泥石和伊利石轉化[4]。砂礫巖中粘土礦物沉積期后的轉化方式直接地或間接地受封存于砂礫巖孔隙中的沉積物底水的物理化學條件影響,而沉積期砂礫巖中的粘土礦物類型則直接受湖盆水體的物理化學條件控制。因此砂礫巖中粘土礦物類型及其含量反映了湖盆古水體物理化學條件的變遷,尤其古湖泊水介質的酸堿度和鹽度的波動,這種波動現象通常與湖平面升降密切相關。
一般地,湖平面上升意味著匯水量大于蒸發量,大氣降水和河流補給水充足,湖水位上漲,水體偏酸性且鹽度下降(即水體發生沖淡作用),故砂礫巖中高嶺石相對含量增加,而蒙脫石則相應地減少。相反,湖平面下降表明湖盆水體相對濃縮,水介質偏堿性且鹽度增高(即水體發生咸化作用),故砂礫巖中高嶺石相對含量減少,而蒙脫石則相應增多[5~6]。因此在一個準層序、層組甚至更小級別的高分辨率層序地層單元中,湖平面呈現高→低變化,砂礫巖中粘土礦物相對含量亦呈現規律性變化,即高嶺石呈高→低變化、蒙脫石呈低→高變化。由于沉積期后粘土礦物轉化作用的影響,導致蒙脫石向伊/蒙混層及伊利石轉化,因而掩蓋了蒙脫石在一個陸相高分辨率層序地層單元旋回過程中的變化規律。但伊利石及伊利石+伊/蒙混層+蒙脫石和高嶺石+綠泥石卻呈現規律變化,能較好地反映一個陸相高分辨率層序地層單元旋回過程中湖盆水體的物理化學條件波動,因為這幾種粘土礦物的大量出現與湖盆水介質的偏堿性及古鹽度的相對偏高密切相關。
應用上述方法時,一定要注意后生成巖作用的影響,在同一成巖作用巖化階段和較小的深度范圍下,其影響可作為一個常量來看待,對粘土礦物的相對含量大小的影響可以忽略不計。在不同成巖階段和較大的深度范圍內,其影響較大,其界面識別精度較低,應配合地震和測井等資料綜合判別分析。
2 膠結物含量法
在陸相高分辨率層序界面形成時期,當湖水位下降至相對極小值,湖盆水體強烈濃縮,易于形成白云質巖石淀積,相應地,砂礫巖中白云質膠結物亦普遍發育,而鈣質膠結物和泥質膠結物的發育則受到抑制,呈現相對較低值態勢。因此,也可以根據膠結物含量的變化規律來識別和劃分高分辨率層序地層單元。
3.微量元素
微量元素是指巖石中含量低于10-2的化學元素,沉積盆地具有基本的地球化學環境,對元素的分布起主要的控制作用,并且表現出微量元素分布的規律性。微量元素的分配及比值的變化、組合和古鹽度的分布,都在一定程度上指示著古氣候環境的演化歷程。這是因為,巖層中元素的分配一方面取決于元素本身的物理化學性質,另一方面又受到古氣候、古環境的極大影響。而對于一個分布面積不大的湖相沉積體系來說,這種影響將尤為顯著[8]。在構造活動穩定,沉積物供給速率恒定的情況下,氣候的變化對高頻層序發育起著決定性的作用。對于一個封閉湖泊,蒸發/降雨條件控制著湖水的水位。當蒸發量大于降雨量時,湖水水位下降[9]。蒸發/降雨條件變化的直接結果是使水體鹽度升高或降低,其趨勢與蒸發/降雨的變化趨勢是一致的。故古鹽度的變化可以反映湖盆水位及基準面的變化,因此根據古鹽度的變化可以進行高分辨率層序地層單元的識別和劃分。
(1) 硼元素法
已有研究證明[10~12],中硼的濃度與鹽度為線性相關,現代海水含硼量為4.7×10-6,淡水中一般不含硼。沉積物中硼含量與水體中的硼含量有關,一般認為,海相大于100×10-6,陸相低于70×10-6。沉積水體中,硼在沉積過程中被粘土質點吸附固定在質點表面,然后進一步被結合到結構里取代四面體層內的Si和Al,粘土礦物形狀不同,吸附和固定硼的能力也有很大的差異,一般認為伊利石吸附硼的能力是蒙脫石或綠泥石的2倍,是高嶺石的4倍,故常用硼(B)計算古鹽度[13~14],有以下兩種方法。
1.1伊利石硼法
一般選伊利石含量較高(伊利石>70%)的粘土巖來測試和計算,但是勝北斷裂帶地區各井的粘土巖中,伊利石含量都小于70%,最高40.9%,而伊蒙混層含量高,需對粘土礦物進行性狀校正,換算成“伊利石硼”,然后用伊利石的理論含鉀量8.5%換算成純伊利石的硼含量,稱“校正硼含量”再計算古鹽度。因此, 首先利用沃克(Walker)作出的換算曲線[15]進行了硼含量校正,最后采用Adams公式[16]進行了定量古鹽度計算。利用計算得到的古鹽度值,可以作出古鹽度隨深度的變化曲線,由于古鹽度與古水深具有正相關對應關系,因此可以根據基準面變化原理以及高頻層序形成機理,來進行高分辨率層序地層單元的劃分。
1.2.高嶺石硼法
該方法是Couch在研究尼日爾河地區第三紀地層是提出的[11],該方法的優點是考慮了多種粘土礦物的存在及其吸附能力的差別,較為符合自然界的事實, 適用的鹽度范圍較廣,為1‰~35‰,缺點是沒有考慮到成巖過程對粘土礦物組分變化的影響,當其變化不大時,可用該法。
(2) 積磷酸鹽
用沉積磷酸鹽法估測古鹽度來判別沉積環境,自Nelson于1967年提出這種方法[17]以來,得到了較廣泛的應用。研究證實,沉積磷酸鈣組分(Ca/(Ca+Fe))與鹽度成正比關系,這是因為Ca與Fe元素的特征及遷移習性不同,隨著含鹽度增加,Ca的活性增大,Fe的活性降低,因而磷酸鐵與磷酸鈣隨著鹽度的變化而變化,磷酸鐵的含磷量在鹽度較高的海相沉積物中偏低,在鹽度低的陸相沉積物中偏高,而磷酸鈣中的含磷量在海相沉積中偏高,在陸相沉積中偏低。一般認為,磷酸鈣組分大于0.90(或0.80)者,顯示為海相沉積,小于0.65者顯示為陸相沉積。
(3) Fe2+/Mn2+法
在湖盆邊緣,當湖泊收縮、層序邊界暴露大氣中時.下伏地層常遭受風化作用和表生成巖作用,導致接近層序界面氧化物礦物(如揭鐵礦等)含量增加。因此,褐鐵礦高值在某種程度上可以指示層序邊界的存在。在湖盆中心,可以用對水深特別敏感的Mn2+ 和 比值的相對變化判斷層序邊界的存在。Fe2+. Mn2+是兩種性質比較相似的元索, 比值表示近岸指數,其值越小,表示離岸越遠(水體越深)。因此,在對位于湖盆中心部位的井進行層序分析時,可以用 比值的突變面作為層序邊界的識別標志之一。
(4).重礦物特征
褐鐵礦、鈦鐵礦、黃鐵礦等重礦物反映不同的氧化—還原環境,對應于氧化環境的層序邊界及低水位體系域褐鐵礦富集,而還原或弱還原環境的湖侵體系域內褐鐵礦含量為低值[7]。其次,重礦物含量反映距物源區遠近。在湖相盆地,構造運動是層序發育的主要控制因素[1],層序邊界形成時構造運動強烈,距物源區較近,故重礦物總的含量較高,綠簾石、黑云母等不穩定重礦物相對含量高;湖侵體系域沉積時距物源區較遠,鋯石等穩定重礦物增多;高水位體系域介于二者之間。因此,重礦物的相對含量也可以作為層序劃分的輔助證據。
4.鏡質體反射率(Ro)
鏡質體反射率的演化具有不可逆性[10],在連續沉積沉降的盆地中鏡質體反射率的對數與深度成線性關系。但存在不整合時,會出現鏡質體反射率曲線的截斷[10]。國內外石油地質領域廣泛應用鏡質體反射率來恢復剝蝕量。

粘土礦物法、膠結物含量法、高嶺石法和伊利石法受后生成巖作用影響較大,在成巖作用強烈的層段不宜使用上述各法。在成巖作用較弱或同一成巖作用巖化階段的較小深度范圍內可以使用,界面識別精度較高。重礦物特征、沉積磷酸巖法和Fe2+/Mn2+法,應用范圍相對較廣,精度較高。
七.層序地層學中的沉積旋回的研究
在20世紀60年代和70年代,人們對陸相沉積的研究集中于應用自旋回機制(即水進作用、沉積過程)來解釋地層幾何形態及沉積體系的變化和分布。隨著層序地層學的興起和發展,人們主要應用異旋回過程,特別是影響可容空間變化的異旋回過程(如構造沉降、氣候等)來解釋陸相地層型式及相域分布。陸相層序地層學研究的最關鍵處便是區分反映異旋回作用的沉積型式與反映自旋回作用的沉積型式。異旋回機制是指由某些外部因素引起的沉積體系的變化。就沉積體系而言,所謂外部因素主要包括盆地沉降、沉積物供給和全球海平面變化等。異旋回既具有成因意義,又具有旋回的時間歷程,可用于區域或全球地層對比。自旋回機制導致能量在沉積體系內重新分布,如河流相沉積自下而上的由粗變細、地表洪水事件、重力流和風暴等,此類旋回具有成因意義,但不具有旋回的全部時間歷程,不能單獨用于區域或全球地層對比。
高分辨率層序地層學研究的主要任務是劃分、對比高頻異旋回作用形成的等時沉積地層單元。目前有二種主要途徑,即高頻基準面轉換旋回分析和關鍵界面的識別和對比。高頻基準面轉換旋回分析是CrossTA近年來提出的一種高分辨率層序地層學的研究方法。基準面上升、下降旋回在較大范圍內具有等時意義,因此識別并對比基準面旋回即可進行等時地層對比。基準面旋回及其產生的可容空間的變化,主要通過地層旋回來識別。Cross認為,基準面旋回的轉換點,即基準面由下降到上升或由上升到下降的轉變位置(二分時間單元的分界線),是時間地層對比的優選位置。在垂向上,根據不同地層旋回轉換點位置的水深變化,可確定各旋回的堆積樣式(向上變淺代表向海進積,向上變深代表向陸退積,水深不變代表垂向加積),結合旋回對稱性和旋回加厚/變薄樣式,即可進行時間地層單元對比[2]。
這一方法比較適用于海相地層,因為海相地層的發育主要受異旋回作用控制,且物源區較遠,自旋回作用的影響相對較小,因而基準面旋回較易識別。陸相地層應用這一方法的主要問題在于短期基準面旋回的識別十分困難。如前所述,基準面的識別主要依靠識別地層旋回,而地層旋回的識別又依賴于相序。根據垂向剖面上的總體水深變化尚可識別長期旋回,但不能通過相序反映的地層旋回來識別陸相地層的短期基準面旋回。實際上,大多數短期地層旋回并不是基準面旋回的結果,而是自旋回作用(如河流沖刷—沉積作用)的結果(即沉積相序),因此在短期基準面旋回識別中極易造成誤解,如有可能將向上變細的分流河道正韻律誤認為是向上變深的基準面上升半旋回,而將向上變粗的河口壩反韻律誤認為是向上變淺的基準面下降半旋回。顯然,這一方法不適用于陸相地層高分辨率的等時地層對比,其適用范圍大體在體系域和準層序組規模。在這一規模下,可在一定程度上排除自旋回相序的干擾,并通過較長期地層旋回識別較長期基準面旋回。
1.事件沉積的等時性
以洪泛面為準層序邊界的高分辨率層序對比方法常常遇到兩個問題:一是水深變化并不很明顯,異旋回只產生了粉砂巖、泥巖的巖性變化,可這種變化在有些井的測井曲線上難以識別;二是事件沉積自旋回砂體強烈地干擾正常向上變粗的準層序異旋回特征,掩蓋了正常沉積產生的異旋回性質。因此,應用洪泛面和向上變粗序列來識別準層序有時極為困難,其等時性很難保證。然而,攜帶碎屑物質的密度流是陣發性的,即每一次事件都是等時的,在面積約10km2的區域內,事件的開始和結果幾乎是各處同時發生的。因此事件沉積的頂、底界面的等時性不亞于洪泛面,雖然形成了自旋回沉積,但它卻是良好的等時界面。綜合洪泛面及其異旋回和密度流的自旋回,可以使研究層段高分辨率地層對比等時性更強。
2.旋回的地球物理研究方法
沉積旋回在層序地層學中的研究十分重要,在層序劃分和對比中,首先要把各種旋回識別出來,才能更好的進行識別 和劃分綜合近年來不同學者在該方面的認識,沉積旋回按其主要控制因素大致可以分為3種類型:構造成因的沉積旋回,海(水)平面升降成因的沉積旋回和全球氣候變化成因的沉積旋回,這3種類型的沉積旋回之間的界線并非涇渭分明。實際上的地層記錄是構造運動、氣候變化和海平面變化綜合作用的結果。若深入細究,海平面變化又是構造運動和氣候變化的結果,是兩者的派生作用。再深入下去,構造運動的誘發因素與天體軌道變化并非一點關系沒有,氣候的變化并非全由天體軌道變化決定。之所以在這3個原因的層次上來研究沉積旋回的成因,是考慮到研究的可行性和相關研究已有的基礎。
以地球物理及相關資料進行沉積旋回研究的方法主要有:沉積速率波動分析、頻譜分析、時頻分析、波形分析和馬爾可夫鏈分析。
(1) 率波動分析
沉積速率波動分析可以用來研究周期較長的沉積旋回,如構造成因的沉積旋回或層序地層學中一、二、三級層序對應的沉積旋回(60~120,30~40,2~5Ma)。該方法由俄羅斯學者緬斯妮高娃和施比伊曼在20世紀90年代初建立[4]。大體思路是利用巖心、錄井、聲波時差測井、地震層速度等資料,恢復研究小區不同層位的原始厚度,建立以時間為縱軸的沉積速率直方圖,然后通過一個尺度可以變換的窗口沿時間軸滑動,找到一條曲線,使之能夠代表該區的沉積-剝蝕過程,然后利用這條曲線對盆地演化作旋回性分析[6]。
(2)頻譜分析
頻譜分析是通過對自然伽馬測井、地震道記錄、合成地震記錄等地球物理數據進行頻譜分析,依據包含在這些資料中的反映環境氣候變遷的黏土含量、巖石密度、速度等信息,來尋找沉積旋回的一種研究方法。該方法可以用來分析全球氣候變化成因的沉積旋回(0.4~1.5,0.1,0.02~0.04Ma)[13,14]。相關工作主要是用伽馬測井數據進行的。伽馬測井對沉積環境的變化較為敏感,尤其是在碎屑巖中。
(3)時頻分析
時頻分析方法的基本原理是通過對沉積層的觀測記錄進行頻率掃描,找出主頻隨時間的變化規律,刻畫信號在時間上的局部性質。由于沉積過程有著周期循環的特點,其巖性、粒度成分、層理厚度的變化亦具有方向性。這種薄層結構特征變化的方向性,決定了其物理響應中頻率成分的不同。在已有的利用地震道記錄的研究中,對于正旋回、反旋回、混合型旋回,都有相應的時頻分布模式,是薄層地震反射特征分析中一項比較成型的技術。目前的研究主要集中在用小波變換對地震道記錄進行三維時頻特征分析上[18]。時頻特征分析對于研究準層序、準層序組內部沉積特征的旋回性變化情況,判別拾取高級別層序(四、五級)界面有較大的利用價值。
(4)波形分析
地震信號(波形)x(t),離散后為地震數據。對它在時域內進行分析稱為波形分析。波形分析較為直觀、形象,反映了信號的波形特征。在薄層研究中常用合成地震記錄來研究波形的變化,以確定地層的變化。理論基礎為褶積模型。通常的做法是由密度、速度測井資料得出波阻抗曲線,進而得到反射系數序列,而后與地震子波作褶積,將得到的認為合理的合成地震記錄與實際觀察到的波形進行匹配,以確定地層變化。為使波形變化特征看得清楚,此類研究需要一些特殊的顯示方式,如對研究剖面的局部增強顯示。這方面的研究在圈定薄層砂體范圍方面較為有效,對于河流相的層序地層學研究來說,是一種很好的技術手段。
(5)馬爾可夫鏈分析
馬爾可夫鏈模型是由俄羅斯數學家Markov在1906年最早提出的一種進行隨機過程分析的模型[20]。該方法利用變量的概率狀態轉移矩陣可預報變幅較大的隨機波動,是對隨機過程進行分析預測的一種半定量的研究方法。應用該方法的較新進展是結合密度、聲波測井以及地震記錄來進行地層層序方面的模擬。
沉積旋回是沉積地層成因的一種反映。沉積旋回性分析在地層學理論研究和沉積礦產勘探中有著重要的意義。由于沉積旋回的多成因多級次的特點,定性的研究方法在旋回識別、成因判定、級次劃分等方面存在很大的不足。


參考文獻:
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2. 劉振峰等 沉積旋回的地球物理研究  石油實驗地質     2004   6 
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王衛紅等 測井曲線識別層序邊界的方法探討 西南石油學院學報 2003  6
7.胡受權,張永貴,顏其彬.泌陽斷陷下第三系核三段上段陸相層序個體系域巖石地球化學旋回性特征.地質地球化學,1998,26
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9.胡受權,郭文平,楊鳳根,等.試論控制斷陷湖盆陸相層序發育的影響因素.沉積學報,2001,19
10.趙俊青等 陸相高分辨率層序界面識別的地球化學方法  沉積學報  2004  3
11.鄒才能等  陸相層序地層學分析技術    石油工業出版社   2004  12

 

來源:博研石油論壇


 

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