层序地层学中的层序边界识别
日期:2011-12-6        浏览:8066

前言
层序地层学可视为“地质学中的一场革命”。作为一种成功的全球性理论,它在油气资源勘探开发中正发挥着巨大的作用[1]。层序界面、层序结构和体系域及沉积体系展布是层序地层学研究的三个重要内容[2]。其中以层序界面的识别最为重要,堪称层序地层学研究的灵魂和生命[3]。在常规的层序地层学研究中,层序界面的识别主要依据地震剖面、野外露头、录井岩性、测井曲线等资料所展现的不整合面或沉积间断面[4~7]。但大量实践证明,有许多层序界面在宏观上是难于辨别的,但并非不存在,这就有碍正确划分层序[8]。这种现象已成为层序格架建立中的一大难题,长期没有得到解决。
本文针对这种现状,同时根据地质、地球物理信息.由于受外界条件的干扰,在不是层序边界的地方也可能出现一定的异常而造成层序边界存在的假象。因此在判断层序边界存在与否时,不能单纯根据某一信息的异常变化,而要同时在地震特征上、测井曲线上和钻井剖面中的岩性、岩相特征上、古生物组合上、徽量元素的变化上找尽量多的证据,以期划分准确。
一、 层序分级
1.一级层序或超层序代表相似构造背景下沉积的整个地层序列,地层规模相当于系或统。在时间跨度上大于50Ma。
2.二级层序为同一个二级构造幕控制下的沉积序列,与过去所说的二级沉积旋回相当,
边界为明显的不整合面。在时间上的跨度在3--50 Ma。陆相盆地二级层序纵向可区分出沉积类型明显不同的2—4个体系域,二级层序下部(特别是盆地沉降初期)往往发育缺少稳定水体的陆上红色沉积地层,在陆相断陷盆地主要为主的冲积扇沉积体系,在陆相坳陷盆地发育辫状河沉积,可称为“冲积体系域”或“低位体系域”;随着二级构造幕沉降范围的扩大,沉积物不能充填满构造沉降形成的可容纳空间,遗留下未被沉积物充填的湖侵沉积序列可称为“水进体系域”。或“湖侵体系域”;最大湖侵期之后,主要由于二级构造幕后期沉降速率的降低,湖盆水体面积减小、深度变浅,发育水退型沉积序列,之后还可能发育曲流河泛滥平原沉积,可分别称为“水退体系域”和“河流泛滥平原体系域”,二者组合一起与海相盆地的“高位体系域”相当。
3.三级层序为三级构造幕沉降过程中沉积的地层序列,地层规模一般当于段,其边界为
沉积间断面或局部不整合,向沉积中心过渡为连续沉积面。在沉积分异程度较高的盆地,
可进一步划分出水进和高位体系域。
4.四级层序即准层序,由多个单砂层和泥岩层组成,地层规模相当于石油地质研究中的
砂层组,
5.五级层序相当于VanWagoner(1990)定义的“层组”,由一个砂层与一个泥岩层组成,五级层序一般为自旋回沉积地层单元
二、利用钻井资料识别层序边界
任何能够指示沉积环境与相序变化的岩心、岩屑、古生物、地化、测井等钻井资料,都
可以用于钻井层序划分与对比。与地震资料相比,钻、测井资料的地质含义明确且分辨率高,
既可以用于识别大套层序界面也可用于四一五级高分辨率层序划分与对比。钻井层序划分对
比的一般步骤方法是:首先选择位于过渡相带的典型井,在岩心相分析的基础上,根据测井
和录井资料反映的岩电组合特征,分析垂向上沉积相序演变过程,进而通过识别可容纳空间
演变趋势的转换面和突变面,识别准层序、准层序组、体系域和层序边界,确定初步的层序
划分方案;然后通过多条基干连井剖面层序对比,调整层序划分结果,并根据地层叠置样式
识别准层序组和体系域边界,建立钻井剖面层序地层格架。在层序地层学中主要是三级层序边界的识别,以及它所包含的最大洪泛面、初次洪泛面和准层序是关键。下面从这几个方面陈述其在钻井资料上的特征。
1. 三级层序边界的识别
 (1)层序边界的典型特征之一,是边界下伏层序的湖岸上超点向盆地中心迁移,其在钻井剖面中表现为沉积相向盆地方向的迁移,即浅水粗粒的沉积物逐渐覆盖于较深水沉积物之上。
 (2)由于层序边界之下是高位体系域,水体有向上变浅的趋势,反映在粒度上一般是向上逐渐变粗。而层序界面之上是低位或湖侵体系域,水体向上为变深的趋势,反映在粒度上为向上逐渐变细。所以碎屑岩粒度由向上变粗至变细的转换面作为层序边界的识别标志。
(3)层序界面上测井曲线组合形状反映的相序演变趋势发生转折。在SP和RT测井曲线上,层序边界的下部一般是齿状的漏斗形,而边界的上面一般是倒置的漏斗形,
所以边界一般是测井曲线幅度最大的位置。
(4)层序界面附近古生物化石的分异度和丰度显著降低,一般缺少水生生物化石,有
时为无化石的“哑层”。
 (5)在低位体系域不发育时,地层的叠置方式由进积式向退积式转变的位置可以作为
层序边界的识别标志。
(6)层序界面附近沉积物的颜色.般为氧化色,例如褐色、棕色和棕红色等。
2.最大洪泛面的识别标志
(1)在岩性录井剖面中,最大洪泛面一般发育在稳定的泥岩段内或泥岩段的顶部和底
部。
(2)最大洪泛面一般对应于常规总伽马删井曲线的峰值,而且应用特殊的伽马曲线,
如铀、钍、钾以及他们的比率关系可以比较准确的识别最大洪泛面的位置。—般最人洪泛
面具有铀最高值(大于5ugg)和钍铀低值(小于2.5)的特征。
 (3)从沉积物粒度演变看,最大洪泛向处于粒度最细的位置,其下粒度呈向上变细趋
势,其上粒度呈向上变粗的趋势。
 (4)从地层的叠置方式看,最大洪泛面处于退积式向进积式或加积式叠置方式转变的位置。
(5)测井曲线上,最大洪泛面一般处于sP曲线大段的泥岩基线内或电阻率曲线的最低值。
3.初次洪泛面的识别标志
    初次洪泛面本区不明显,只在第四个层序中发育。初次洪泛面可以通过地层的骨首方式、
测井曲线的组合方式、相的叠置方式等来识别。
4.准层序划分
准层序(即四级层序)是成因上有联系的多个岩层或岩层组组成的地层单元,地层规模相当于四级沉积旋回或砂层组,准层序内部纵向上地层相对连续、无明显沉积间断。海泛面作为准层序边界,反映了水深突然增加事件。海泛而识别要综合以下因素:岩性突变,层厚突然增加或减少,可能的冲刷与侵蚀,层面附近出现丰富的海绿石、磷灰石、黄铁矿等自生矿物,生物扰动现象向下突然增加或减少.准层序内的岩性与厚度变化在常规测井中都有显示,可以通过岩性测井与曲线形态分析来确定。地球化学测井和成像测井能够识别海绿石和生物扰动的存在。不同的准层序组类型在测井曲线上的响应也有差异。前积准层序组为一向上变粗的侧井组合,进积准层序组为一箱形的测井曲线组合,退积准层序组为一向上变细的测井组合。
三、利用测井曲线资料识别
测井曲线在纵向分辨率高,且资料齐全,随着测井技术的提高,测井在层序边界上的识别越来越受到重视。层序边界是一个不整合面(或沉积间断面)以及与之可对比的整合面。层序边界的识别是层序地层学研究的基础,只有找准边界,后面其它工作才有意义。不整合面上下地层存在着不同程度的沉积间断,是一个较大波阻抗差的反射界面,基于此,在不同的测井曲线上,层序边界将会有其特定的响应,这就给我们利用测井曲线识别层序边界提供了非常有利的条件。沉积同断或不整和面上、下地层产状通常不一致,在地层倾角测井曲线上有明显的反映,反过来,通过识别地层倾角侧井上矢量图模式的变化,也可以推断沉积间断或不整合面的存在。下面从层序边界、最大洪泛面、初次洪泛面和准层序几个方面陈述其在测井曲线上的特征,以及用一些利用测井的技术去验证和评价。
测井曲线识别层序边界的方法:(1)自然电位和视电阻率曲线组合识别法;(2)声波时差识别法;(3)TOC识别法;(4)累计倾角识别法。
1.自然电位和视电阻率曲线组合识别法
自然电位和视电阻率曲线在层序边界附近有较大的变化,它们的幅度、形态和组合关系等能够反映沉积环境的变化,例如,自然电位的基线强烈偏移、视电阻率的突增或突减等,这些都有可能是层序边界的响应。不同的沉积环境、水动力条件及不同的水深,必然造成沉积物组合形式和层序特征的不同。因此,利用这些曲线在垂向上不同的组合特点以及横向上的追踪对比,能较为准确地识别层序边界。
2. 声波时差识别法
沉积地层中的不整合在声波时差测井上的响应异常,此处所说的不整合是指岩石地层在沉积上缺少连续性的特征,这种非连续性是由无沉积或剥蚀作用所致,是沉积盆地中构造抬升、湖平面下降的直接结果,不整合面对应于层序地层中的层序界面。根据声波时差测井原理可知,声波时差是对沉积地层的岩性、物性、孔隙和裂缝中的流体性质等因素的综合响应。不整合的形成将导致其中某些因素出现异常,从而使沉积地层的声波时差偏离正常趋势线,这是进行不整合或层序边界识别的理论基础。在地层垂向剖面中,当这些因素发生异常时,声波时差也随之发生变化,特别是当上述因素变化不是按正常趋势变化时,声波时差随深度变化的趋势将出现异常。岩性对声波时差的影响明显,在分析研究过程中,为了消除岩性的影响,因此在同一口井中选择同一岩性作为研究对象,一般选用泥页岩。对于泥岩,声波时差随深度增加,声波时差减小,存在一条趋势线。Wyllie等人(1956)依据大量实验结果推断,在具有均匀分布的小孔隙固结地层中,孔隙度与传播时间之间存在着正比线性关系。在此基础上,MagaraK(1976)总结前人的研究成果,提出泥页岩在正常的压实情况下的声波时差与深度的关系式:
 
式中,Δt—泥页岩在深度H处的传播时间;
Δt0—外推出地表的传播时间;
C—正常压实超势斜率H—埋深
3.TOC识别法
国内外许多学者在岩心实测数据标定基础上,利用测井资料来识别富含有机质的烃源岩和有机碳总量测定分析。该方法是利用测井曲线重叠法,把刻度合适的孔隙度曲线(一般为声波时差曲线)叠加在电阻率曲线上,在富含有机质的细粒烃源岩中,两条曲线存在幅度差,定义为ΔlogR)。其中其表达式为:
 
式中,ΔlogR曲线幅度差;R实测地层电阻率;Rns非源岩泥岩电阻率;Δt实测地层孔隙度测井数值;Δtns非源岩泥岩孔隙度测井数值;K与孔隙度测井测量单位相关的比例系数。
在未成熟的烃源岩中,两条曲线分离的原因是由孔隙度曲线响应造成的;在成熟的烃源岩中,生成的烃类替代岩石孔隙中的水,导致电阻率增大,使两条曲线产生更大的差异(或幅度差)。并且,在一般情况下ΔlogR与烃源岩中的有机碳总量(TOC)成正比关系。沉积地层中的烃源岩发育程度和有机碳的丰度与层序地层格架存在紧密关系。在层序地层学中,地层中有机碳总量(TOC)在垂向上的分布以周期性的形式出现。TOC的峰值常与最大湖泛面对应,在此面之上,由于高位体系域较快的沉积物稀释作用使TOC减少,而在该面之下,由于湖侵体系域较高的沉积速率,TOC也要减少,沿最大湖泛面TOC增加。基于此,可以利用测井资料来判定最大TOC的位置,也就可以找到相应的最大湖泛面的位置。可以进行层序、体系域、准层序的划分。
4. 累积倾角识别法
常规地层倾角矢量图能识别出大的不整合面,但这种蝌蚪图较分散,也存在多解性,因此本文将介绍另一种倾角图—累计地层倾角图。既使不整合面上下地层倾角相差很小,也能用它来识别不整合面。对于一组地层倾角,把测量结果按由浅到深进行排列,对每一测点结果给定一个编号,最浅的编号为1,向下依次增加。累计倾角图是累计倾角的数值对深度或测点编号的交会图。在交会图上,纵轴为测点编号,并按一口井的测点编号由浅到深依次从纵轴顶端向下端排列,横轴为累计倾角,从起始的0°到最大累计角度排列。我们解释的重点在累计倾角图上的转折点。另外,为了突出那些小倾角变化引起的转折点,可以做出累计曲线图的一阶导数曲线(一阶导数=测量点编号差/累计倾角差),图上那些偏离以直线为基线的点可能代表着具有重大意义的倾角值的改变。
利用测井资料识别层序边界能提高垂向分辨率。应用ΔlogR对于识别最大湖泛面、有机质丰度和水深的变化非常有用,对于层序边界的划分是一种行之有效的方法。
四.利用地震资料进行层序边界识别
   地震层序是以不整合及与之可以对比的整一地震反射为界,内部反射相对整一的地震
反射单元。地震层序划分主要利用地震反射界面具有等时性、资料覆盖整个工区的优势,
可建立系统、连续和区域分布的等时地层格架,将盆地沉积序列划分为不同级别的层序地
层单元,但是由于地震资料和钻井资料的分辨率的不同,在层序划分和对比中的应用不同,一般情况,二到三级层序以及内部的体系域界面上有清楚的显示。以地震层序划分为主,准层序以钻井为主,下面总结地震在层序划分中的应用和特点。
1.不整合面的地震识别
不整合面是代表地质历史记载中时间间断的侵蚀面和无沉积面,它往往与层序边界相
对应。地下地层的接触关系表现在地震上可分为整一关系(协调关系)和不整一关系(不
协调关系),前者代表地层之间的整合关系,而后者则对应地层之间的不整合关系,在地震
上表现为不同反射同相轴之间的终止交切关系。根据反射终止的方式可分为四种类型:削
截(削蚀)、顶超、上超和下超。不同的反射终止类型对应不同成因的不整合面类型,削蚀对应侵蚀型不整合,上超和下超则属于沉积型不整合。其中侵蚀型不整合与上超型不整合往往与层序边界相对应。
2.最大洪泛面地震识
最大洪泛面 (或称最大湖泛面)是层序内部,尤其是三级层序内部的重要分界面,是沉积层序中水进体系域和高位体系域的分界。在测井和录井资料上最大湖泛面通常位于颜色相对较深、质地较纯的泥岩中间,代表湖进范围最大时的深水沉积,当泥岩较厚时其准确位置则难以确定。在地震剖面上,靠近盆地边缘最大洪泛面往往与下超面对应,地层下超的终止点连线即为下超面,下超面的形成是由于沉积物供应速率高于构造沉降速率井达到一定关系
时,沉积物在近端向盆地方向推进、在远端出现“沉积饥饿”的结果。然而当物源供给速
率很高,远远大于构造沉降速率时,向盆地一方不会出现“饥饿沉积”现象,因而不存在
下超面或下超面不明显。如果这样,还可根据最大洪泛时期可容空间接近最大这一特征在
地震剖面上寻找最大上超点,与它所对应或可对比的同相轴可作为最大洪泛面的位置。
3.初次洪泛面地震识别
初次洪泛面是层序内部另一重要的分界面,初次洪泛面之下为低位体系域,之上为湖
进体系域。同被动大陆边缘盆地层序模式中初次洪泛面和低位体系域与陆棚坡折带有关一
样,陆相湖盆层序模式中的初次洪泛面及低位体系域也应根据特定盆地的地形坡折带来进
行识别及划分,或者是明显将原来范围较小、水深不同、形态各异的分隔水体连成一体的
洪泛面也可称为初次洪泛面.在地震剖面上,首次越过地形坡折带的第一个湖岸上超点所
对应的同相轴即为初次洪泛面的位置.当然在有些坳陷型盆地中不存在明显的地形坡折,
初次洪泛面难以确定,因此只能将一个沉积层序二分为湖浸体系域和湖退体系域。
五.利用古生物特征识别
1.生物(贝壳)碎清层 生活在浅水环境中的含壳类生物,死亡后壳体经湖浪作用搬运至岸线附近,后期受湖水的不断冲刷破碎,形成贝壳碎屑层,其中壳体破碎严重、混杂状堆积.因此它可以反映滨岸环境,当其上地层为反映水体逐渐或突然加深的沉积相类型时,这些碎屑层便可以近似代表准层序或准层序组的顶面,并可能代表层序的顶界。
2.植物根迹化石  根迹化石是岩心中最易识别的遗迹化石之一,其种类繁多.多为陆上或极浅水环境下的产物。从植物生理特点看,生长在大于lm水深中的植物.根系特别微弱,仅分布于沉积物表面.在后期沉积成岩过程中,在各种物理作用和化学作用的改造下,这些微弱根系很难得到保存。而生长在陆上成极浅水中的植物,根系较粗且扎根深,往往能够免遭后期破坏而保存。因此在层序边界的识别过程中.可以根据上下地层中植物根迹化石纵向上的变化推断层序边界的位置.
3.少生物量的变化 层序是在某一控制因素作用下所形成的一套地层,其中所含生物数量自下而上应该是渐变的,从多到少或从少到多因沉积环境不同而定。但层序边界上下的地层,由于湖水深度、沉积环境等存在较大差异,导致生物数量差别很大。因此当地层中相邻两层内生物数量有突变时,就可以考虑它是层序边界 。
4.生物种属的变化 上、下地层中所含化石所代表的时代相差较远,成古生物化石群发生突变,出现生物演化的不连续或生物种属的突变,都说明地层之间发生过沉积间断或长时间的浸蚀风化,是不整和面存在的依据
六.利用地球化学方法识别层序地层界面
粘土矿物、微量元素普遍存在于各种类型的沉积物和沉积岩中,它们对环境的变化敏感,同时它们的沉积分异、组合特征、矿物成分及其含量都从不同的角度记录了形成过程中各种环境因素的变化。这些对恢复古环境,研究陆相湖盆水深变化具有重要的指示意义。
1粘土矿物法
在地质演化过程中,古环境特别是古气候会发生突变,从而引起水介质性质发生变化。这种变化对于各种矿物的生成、转变、消失有着直接的影响,其中粘土矿物对环境变化的反应尤为敏感。显然,在不同环境中形成的沉积体系中,粘土矿物类型及其组合特征必然会因环境的变化而变化,这是利用粘土矿物进行高分辨率层序地层划分、对比的基础。
砂砾岩中粘土矿物的种类及其含量与其形成时水介质的酸碱性和古盐度有关。通常地,在偏酸性水介质中,高岭石的稳定性较高,有利于高岭石的形成;在偏碱性水介质中,蒙脱石的稳定性较高,有利于蒙脱石的形成。随着水介质古盐度的增高,会出现先沉积高岭石,后沉积蒙脱石的现象[1]。在沉积地层中,高含量的蒙脱石是与寒冷的气候联系在一起的,且其含量随气候变暖而减少[2]。蒙脱石的减少,高岭石的增多,表明气候向暖湿方向发展。
砂砾岩沉积期后,随着其埋深的加大、温压的升高,不稳定的高岭石和蒙脱石逐渐向稳定的绿泥石和伊利石转化[4]。砂砾岩中粘土矿物沉积期后的转化方式直接地或间接地受封存于砂砾岩孔隙中的沉积物底水的物理化学条件影响,而沉积期砂砾岩中的粘土矿物类型则直接受湖盆水体的物理化学条件控制。因此砂砾岩中粘土矿物类型及其含量反映了湖盆古水体物理化学条件的变迁,尤其古湖泊水介质的酸碱度和盐度的波动,这种波动现象通常与湖平面升降密切相关。
一般地,湖平面上升意味着汇水量大于蒸发量,大气降水和河流补给水充足,湖水位上涨,水体偏酸性且盐度下降(即水体发生冲淡作用),故砂砾岩中高岭石相对含量增加,而蒙脱石则相应地减少。相反,湖平面下降表明湖盆水体相对浓缩,水介质偏碱性且盐度增高(即水体发生咸化作用),故砂砾岩中高岭石相对含量减少,而蒙脱石则相应增多[5~6]。因此在一个准层序、层组甚至更小级别的高分辨率层序地层单元中,湖平面呈现高→低变化,砂砾岩中粘土矿物相对含量亦呈现规律性变化,即高岭石呈高→低变化、蒙脱石呈低→高变化。由于沉积期后粘土矿物转化作用的影响,导致蒙脱石向伊/蒙混层及伊利石转化,因而掩盖了蒙脱石在一个陆相高分辨率层序地层单元旋回过程中的变化规律。但伊利石及伊利石+伊/蒙混层+蒙脱石和高岭石+绿泥石却呈现规律变化,能较好地反映一个陆相高分辨率层序地层单元旋回过程中湖盆水体的物理化学条件波动,因为这几种粘土矿物的大量出现与湖盆水介质的偏碱性及古盐度的相对偏高密切相关。
应用上述方法时,一定要注意后生成岩作用的影响,在同一成岩作用岩化阶段和较小的深度范围下,其影响可作为一个常量来看待,对粘土矿物的相对含量大小的影响可以忽略不计。在不同成岩阶段和较大的深度范围内,其影响较大,其界面识别精度较低,应配合地震和测井等资料综合判别分析。
2 胶结物含量法
在陆相高分辨率层序界面形成时期,当湖水位下降至相对极小值,湖盆水体强烈浓缩,易于形成白云质岩石淀积,相应地,砂砾岩中白云质胶结物亦普遍发育,而钙质胶结物和泥质胶结物的发育则受到抑制,呈现相对较低值态势。因此,也可以根据胶结物含量的变化规律来识别和划分高分辨率层序地层单元。
3.微量元素
微量元素是指岩石中含量低于10-2的化学元素,沉积盆地具有基本的地球化学环境,对元素的分布起主要的控制作用,并且表现出微量元素分布的规律性。微量元素的分配及比值的变化、组合和古盐度的分布,都在一定程度上指示着古气候环境的演化历程。这是因为,岩层中元素的分配一方面取决于元素本身的物理化学性质,另一方面又受到古气候、古环境的极大影响。而对于一个分布面积不大的湖相沉积体系来说,这种影响将尤为显著[8]。在构造活动稳定,沉积物供给速率恒定的情况下,气候的变化对高频层序发育起着决定性的作用。对于一个封闭湖泊,蒸发/降雨条件控制着湖水的水位。当蒸发量大于降雨量时,湖水水位下降[9]。蒸发/降雨条件变化的直接结果是使水体盐度升高或降低,其趋势与蒸发/降雨的变化趋势是一致的。故古盐度的变化可以反映湖盆水位及基准面的变化,因此根据古盐度的变化可以进行高分辨率层序地层单元的识别和划分。
(1) 硼元素法
已有研究证明[10~12],中硼的浓度与盐度为线性相关,现代海水含硼量为4.7×10-6,淡水中一般不含硼。沉积物中硼含量与水体中的硼含量有关,一般认为,海相大于100×10-6,陆相低于70×10-6。沉积水体中,硼在沉积过程中被粘土质点吸附固定在质点表面,然后进一步被结合到结构里取代四面体层内的Si和Al,粘土矿物形状不同,吸附和固定硼的能力也有很大的差异,一般认为伊利石吸附硼的能力是蒙脱石或绿泥石的2倍,是高岭石的4倍,故常用硼(B)计算古盐度[13~14],有以下两种方法。
1.1伊利石硼法
一般选伊利石含量较高(伊利石>70%)的粘土岩来测试和计算,但是胜北断裂带地区各井的粘土岩中,伊利石含量都小于70%,最高40.9%,而伊蒙混层含量高,需对粘土矿物进行性状校正,换算成“伊利石硼”,然后用伊利石的理论含钾量8.5%换算成纯伊利石的硼含量,称“校正硼含量”再计算古盐度。因此, 首先利用沃克(Walker)作出的换算曲线[15]进行了硼含量校正,最后采用Adams公式[16]进行了定量古盐度计算。利用计算得到的古盐度值,可以作出古盐度随深度的变化曲线,由于古盐度与古水深具有正相关对应关系,因此可以根据基准面变化原理以及高频层序形成机理,来进行高分辨率层序地层单元的划分。
1.2.高岭石硼法
该方法是Couch在研究尼日尔河地区第三纪地层是提出的[11],该方法的优点是考虑了多种粘土矿物的存在及其吸附能力的差别,较为符合自然界的事实, 适用的盐度范围较广,为1‰~35‰,缺点是没有考虑到成岩过程对粘土矿物组分变化的影响,当其变化不大时,可用该法。
(2) 积磷酸盐
用沉积磷酸盐法估测古盐度来判别沉积环境,自Nelson于1967年提出这种方法[17]以来,得到了较广泛的应用。研究证实,沉积磷酸钙组分(Ca/(Ca+Fe))与盐度成正比关系,这是因为Ca与Fe元素的特征及迁移习性不同,随着含盐度增加,Ca的活性增大,Fe的活性降低,因而磷酸铁与磷酸钙随着盐度的变化而变化,磷酸铁的含磷量在盐度较高的海相沉积物中偏低,在盐度低的陆相沉积物中偏高,而磷酸钙中的含磷量在海相沉积中偏高,在陆相沉积中偏低。一般认为,磷酸钙组分大于0.90(或0.80)者,显示为海相沉积,小于0.65者显示为陆相沉积。
(3) Fe2+/Mn2+法
在湖盆边缘,当湖泊收缩、层序边界暴露大气中时.下伏地层常遭受风化作用和表生成岩作用,导致接近层序界面氧化物矿物(如揭铁矿等)含量增加。因此,褐铁矿高值在某种程度上可以指示层序边界的存在。在湖盆中心,可以用对水深特别敏感的Mn2+ 和 比值的相对变化判断层序边界的存在。Fe2+. Mn2+是两种性质比较相似的元索, 比值表示近岸指数,其值越小,表示离岸越远(水体越深)。因此,在对位于湖盆中心部位的井进行层序分析时,可以用 比值的突变面作为层序边界的识别标志之一。
(4).重矿物特征
褐铁矿、钛铁矿、黄铁矿等重矿物反映不同的氧化—还原环境,对应于氧化环境的层序边界及低水位体系域褐铁矿富集,而还原或弱还原环境的湖侵体系域内褐铁矿含量为低值[7]。其次,重矿物含量反映距物源区远近。在湖相盆地,构造运动是层序发育的主要控制因素[1],层序边界形成时构造运动强烈,距物源区较近,故重矿物总的含量较高,绿帘石、黑云母等不稳定重矿物相对含量高;湖侵体系域沉积时距物源区较远,锆石等稳定重矿物增多;高水位体系域介于二者之间。因此,重矿物的相对含量也可以作为层序划分的辅助证据。
4.镜质体反射率(Ro)
镜质体反射率的演化具有不可逆性[10],在连续沉积沉降的盆地中镜质体反射率的对数与深度成线性关系。但存在不整合时,会出现镜质体反射率曲线的截断[10]。国内外石油地质领域广泛应用镜质体反射率来恢复剥蚀量。

粘土矿物法、胶结物含量法、高岭石法和伊利石法受后生成岩作用影响较大,在成岩作用强烈的层段不宜使用上述各法。在成岩作用较弱或同一成岩作用岩化阶段的较小深度范围内可以使用,界面识别精度较高。重矿物特征、沉积磷酸岩法和Fe2+/Mn2+法,应用范围相对较广,精度较高。
七.层序地层学中的沉积旋回的研究
在20世纪60年代和70年代,人们对陆相沉积的研究集中于应用自旋回机制(即水进作用、沉积过程)来解释地层几何形态及沉积体系的变化和分布。随着层序地层学的兴起和发展,人们主要应用异旋回过程,特别是影响可容空间变化的异旋回过程(如构造沉降、气候等)来解释陆相地层型式及相域分布。陆相层序地层学研究的最关键处便是区分反映异旋回作用的沉积型式与反映自旋回作用的沉积型式。异旋回机制是指由某些外部因素引起的沉积体系的变化。就沉积体系而言,所谓外部因素主要包括盆地沉降、沉积物供给和全球海平面变化等。异旋回既具有成因意义,又具有旋回的时间历程,可用于区域或全球地层对比。自旋回机制导致能量在沉积体系内重新分布,如河流相沉积自下而上的由粗变细、地表洪水事件、重力流和风暴等,此类旋回具有成因意义,但不具有旋回的全部时间历程,不能单独用于区域或全球地层对比。
高分辨率层序地层学研究的主要任务是划分、对比高频异旋回作用形成的等时沉积地层单元。目前有二种主要途径,即高频基准面转换旋回分析和关键界面的识别和对比。高频基准面转换旋回分析是CrossTA近年来提出的一种高分辨率层序地层学的研究方法。基准面上升、下降旋回在较大范围内具有等时意义,因此识别并对比基准面旋回即可进行等时地层对比。基准面旋回及其产生的可容空间的变化,主要通过地层旋回来识别。Cross认为,基准面旋回的转换点,即基准面由下降到上升或由上升到下降的转变位置(二分时间单元的分界线),是时间地层对比的优选位置。在垂向上,根据不同地层旋回转换点位置的水深变化,可确定各旋回的堆积样式(向上变浅代表向海进积,向上变深代表向陆退积,水深不变代表垂向加积),结合旋回对称性和旋回加厚/变薄样式,即可进行时间地层单元对比[2]。
这一方法比较适用于海相地层,因为海相地层的发育主要受异旋回作用控制,且物源区较远,自旋回作用的影响相对较小,因而基准面旋回较易识别。陆相地层应用这一方法的主要问题在于短期基准面旋回的识别十分困难。如前所述,基准面的识别主要依靠识别地层旋回,而地层旋回的识别又依赖于相序。根据垂向剖面上的总体水深变化尚可识别长期旋回,但不能通过相序反映的地层旋回来识别陆相地层的短期基准面旋回。实际上,大多数短期地层旋回并不是基准面旋回的结果,而是自旋回作用(如河流冲刷—沉积作用)的结果(即沉积相序),因此在短期基准面旋回识别中极易造成误解,如有可能将向上变细的分流河道正韵律误认为是向上变深的基准面上升半旋回,而将向上变粗的河口坝反韵律误认为是向上变浅的基准面下降半旋回。显然,这一方法不适用于陆相地层高分辨率的等时地层对比,其适用范围大体在体系域和准层序组规模。在这一规模下,可在一定程度上排除自旋回相序的干扰,并通过较长期地层旋回识别较长期基准面旋回。
1.事件沉积的等时性
以洪泛面为准层序边界的高分辨率层序对比方法常常遇到两个问题:一是水深变化并不很明显,异旋回只产生了粉砂岩、泥岩的岩性变化,可这种变化在有些井的测井曲线上难以识别;二是事件沉积自旋回砂体强烈地干扰正常向上变粗的准层序异旋回特征,掩盖了正常沉积产生的异旋回性质。因此,应用洪泛面和向上变粗序列来识别准层序有时极为困难,其等时性很难保证。然而,携带碎屑物质的密度流是阵发性的,即每一次事件都是等时的,在面积约10km2的区域内,事件的开始和结果几乎是各处同时发生的。因此事件沉积的顶、底界面的等时性不亚于洪泛面,虽然形成了自旋回沉积,但它却是良好的等时界面。综合洪泛面及其异旋回和密度流的自旋回,可以使研究层段高分辨率地层对比等时性更强。
2.旋回的地球物理研究方法
沉积旋回在层序地层学中的研究十分重要,在层序划分和对比中,首先要把各种旋回识别出来,才能更好的进行识别 和划分综合近年来不同学者在该方面的认识,沉积旋回按其主要控制因素大致可以分为3种类型:构造成因的沉积旋回,海(水)平面升降成因的沉积旋回和全球气候变化成因的沉积旋回,这3种类型的沉积旋回之间的界线并非泾渭分明。实际上的地层记录是构造运动、气候变化和海平面变化综合作用的结果。若深入细究,海平面变化又是构造运动和气候变化的结果,是两者的派生作用。再深入下去,构造运动的诱发因素与天体轨道变化并非一点关系没有,气候的变化并非全由天体轨道变化决定。之所以在这3个原因的层次上来研究沉积旋回的成因,是考虑到研究的可行性和相关研究已有的基础。
以地球物理及相关资料进行沉积旋回研究的方法主要有:沉积速率波动分析、频谱分析、时频分析、波形分析和马尔可夫链分析。
(1) 率波动分析
沉积速率波动分析可以用来研究周期较长的沉积旋回,如构造成因的沉积旋回或层序地层学中一、二、三级层序对应的沉积旋回(60~120,30~40,2~5Ma)。该方法由俄罗斯学者缅斯妮高娃和施比伊曼在20世纪90年代初建立[4]。大体思路是利用岩心、录井、声波时差测井、地震层速度等资料,恢复研究小区不同层位的原始厚度,建立以时间为纵轴的沉积速率直方图,然后通过一个尺度可以变换的窗口沿时间轴滑动,找到一条曲线,使之能够代表该区的沉积-剥蚀过程,然后利用这条曲线对盆地演化作旋回性分析[6]。
(2)频谱分析
频谱分析是通过对自然伽马测井、地震道记录、合成地震记录等地球物理数据进行频谱分析,依据包含在这些资料中的反映环境气候变迁的黏土含量、岩石密度、速度等信息,来寻找沉积旋回的一种研究方法。该方法可以用来分析全球气候变化成因的沉积旋回(0.4~1.5,0.1,0.02~0.04Ma)[13,14]。相关工作主要是用伽马测井数据进行的。伽马测井对沉积环境的变化较为敏感,尤其是在碎屑岩中。
(3)时频分析
时频分析方法的基本原理是通过对沉积层的观测记录进行频率扫描,找出主频随时间的变化规律,刻画信号在时间上的局部性质。由于沉积过程有着周期循环的特点,其岩性、粒度成分、层理厚度的变化亦具有方向性。这种薄层结构特征变化的方向性,决定了其物理响应中频率成分的不同。在已有的利用地震道记录的研究中,对于正旋回、反旋回、混合型旋回,都有相应的时频分布模式,是薄层地震反射特征分析中一项比较成型的技术。目前的研究主要集中在用小波变换对地震道记录进行三维时频特征分析上[18]。时频特征分析对于研究准层序、准层序组内部沉积特征的旋回性变化情况,判别拾取高级别层序(四、五级)界面有较大的利用价值。
(4)波形分析
地震信号(波形)x(t),离散后为地震数据。对它在时域内进行分析称为波形分析。波形分析较为直观、形象,反映了信号的波形特征。在薄层研究中常用合成地震记录来研究波形的变化,以确定地层的变化。理论基础为褶积模型。通常的做法是由密度、速度测井资料得出波阻抗曲线,进而得到反射系数序列,而后与地震子波作褶积,将得到的认为合理的合成地震记录与实际观察到的波形进行匹配,以确定地层变化。为使波形变化特征看得清楚,此类研究需要一些特殊的显示方式,如对研究剖面的局部增强显示。这方面的研究在圈定薄层砂体范围方面较为有效,对于河流相的层序地层学研究来说,是一种很好的技术手段。
(5)马尔可夫链分析
马尔可夫链模型是由俄罗斯数学家Markov在1906年最早提出的一种进行随机过程分析的模型[20]。该方法利用变量的概率状态转移矩阵可预报变幅较大的随机波动,是对随机过程进行分析预测的一种半定量的研究方法。应用该方法的较新进展是结合密度、声波测井以及地震记录来进行地层层序方面的模拟。
沉积旋回是沉积地层成因的一种反映。沉积旋回性分析在地层学理论研究和沉积矿产勘探中有着重要的意义。由于沉积旋回的多成因多级次的特点,定性的研究方法在旋回识别、成因判定、级次划分等方面存在很大的不足。


参考文献:
1.张世奇等 陆相断陷湖盆中层序边界的形成机理及其识别特征研究 江汉石油学报 2003 3
2. 刘振峰等 沉积旋回的地球物理研究  石油实验地质     2004   6 
3.顾家裕.陆相层序地层学应用指南.北京:石油工业出版社,2002.
4.许效松.层序地层学在沉积学、油储勘查中研究的关键点.岩相古地理,1996,16(6):55~62
5.操应长,姜在兴,夏斌,等.声波时差测井资料识别层序地层单元界面的方法、原理及实例.沉积学报,2003,21(2):
6.张立强等 准噶尔盆地南缘下白垩统层序界面的识别  沉积学报   2004年12月
王卫红等 测井曲线识别层序边界的方法探讨 西南石油学院学报 2003  6
7.胡受权,张永贵,颜其彬.泌阳断陷下第三系核三段上段陆相层序个体系域岩石地球化学旋回性特征.地质地球化学,1998,26
8.胡受权,颜其彬,张永贵.陆相层序界面的岩石地球化学标志探讨.石油学报,1999,20(1)
9.胡受权,郭文平,杨凤根,等.试论控制断陷湖盆陆相层序发育的影响因素.沉积学报,2001,19
10.赵俊青等 陆相高分辨率层序界面识别的地球化学方法  沉积学报  2004  3
11.邹才能等  陆相层序地层学分析技术    石油工业出版社   2004  12

 

来源:博研石油论坛