层序地层划分（共9篇）
层序地层划分 篇1
0 引言
层序地层学是研究以剥蚀面以及可与之对比的整合面为边界的在年代地层格架中具有成因联系的、旋回性序列间相互关联的地层学分支科学, 这对于成岩环境以及地层沉积演化过程的解释有很大意义[1,2,3]。华北盆地地台奥陶系研究历史悠久, 但是对该段地层的层序地层学研究相对较少。齐永安对奥陶系马家沟组的层序地层进行了研究, 划分出1个Ⅱ级层序和6个Ⅲ级层序。该项目通过野外实测剖面、岩性描述、沉积特征描述、遗迹化石鉴定, 层序界面识别地层, 对豫西北奥陶系下统马家沟组三段的层序地层进行研究, 建立豫西北奥陶系太行山分区层序地层格架, 便于区内遗迹组构精细特征及垂向演化规律的分析。
1 区域地质概况
研究区主要位于豫西北焦作地区, 包括云台山风景区的大部分, 地理位置如图1所示, 大地构造位置在东亚裂谷系北北东向的华北裂谷带与近东西向的西安—郑州—开封扭性转换带的交汇部位[4,5,6], 属于华北盆地太行山分区[7,8,9]。研究区奥陶系马家沟组总厚度在800 m以上[10], 其中马家沟三段厚度约45 m, 野外可以细分为23个厚度不等小层。岩性以灰色、灰红色的白云质灰岩, 灰质白云岩、白云岩为主;生物实体较少, 头足类角石较常见, 局部见甲壳类和三叶虫类化石碎屑[11], 遗迹化石种类丰富且大量发育。
2 层序地层界面识别
层序地层界面是指在时间上地层间断的界面, 层序地层界面识别旨在找出地层间断面的成因, 划分不同层序, 分析沉积环境。判定方法如沉积特征标志, 包括岩性、标志性地层、沉积旋回;生物标志, 包括生物滞积层、遗迹化石、生物数量的变化、生物种属的变化、地球化学标志、成岩标志以及构造运动等都可以作为层序地层界面的识别依据[12,13,14,15,16]。结合研究区地质特征, 选择岩性、沉积旋回、遗迹化石作为层序界面的识别标志, 详细特征如下。
(1) 岩性。根据岩性进行地层划分对比是野外工作中最常用的方法, 野外观察一目了然, 对于上下层岩性不同的地层可以用最直观的角度记录, 界面特征表现为岩性突变或渐变 (图2 (a) 、图2 (b) ) 。
(2) 沉积旋回。海平面升降与沉积旋回有不可分割的联系, 海进期与海退期沉积环境发生变化, 沉积岩层也发生变化, 岩石按照一定的生成顺序形成整套地层, 在地质历史时期有规律地重复沉积, 研究区内Thalssinoides与Helminthopsis遗迹化石在垂向剖面上 (图2 (c) 、图2 (d) ) , 呈现有规律的短期旋回式露头发育。
(3) 遗迹化石。遗迹化石 (除粪化石外) 均为原地保存, 它既是生物行为习性的反映, 也是它们赖以生存地质的反映, 直接受常驻环境因素的控制, 因而与沉积环境关系十分密切。Thalassinoides、Helminthopsis遗迹化石于岩层顶部表面发育丰富, 围岩岩性特征以含生屑粒泥灰岩及砂屑灰岩为主, 下部则不发育 (图2 (e) 、图2 (f) ) 。利用生物遗迹对环境的敏感性, 可以反映在岩性剖面上表现出来的层序界面。
3 层序地层格架内遗迹化石特征及分布
文中根据实地测量情况, 将研究区马三段划分为1个Ⅲ级层序 (SQ) 、2个Ⅳ级层序 (St1, St2) 以及10个Ⅴ级小层序 (Psq1—Psq10) 。研究区层序界面识别的依据详细表述如下: (1) Ⅲ级层序底界面出现在马家沟组三段下部, 层序界面下部为灰黑色巨厚层状含泥灰质白云岩与浅灰色中厚层状泥晶白云质灰岩互层, 代表潮上环境; (2) 层序界面中部为灰黑色厚层状泥晶灰岩与深灰色薄层状含白云石泥晶灰岩, 发育Thalassinoides遗迹化石和Helminthopsis遗迹化石, 代表潮间、潮下环境及潟湖环境; (3) 层序界面上部为灰黑色厚层状含泥粒泥晶灰岩与浅灰色中厚层状白云质灰岩, 发育Helminthopsis遗迹化石、Chondrites遗迹化石, 代表滩间海—台内洼地环境、台内滩环境。
文中结合研究区岩性、构造、遗迹组合等标志将Ⅳ级层序划分为10个准层序 (图3) 。
注:SQ、St、Psq分别为Ⅲ级层序、Ⅳ级层序、Ⅴ级层序缩写。
准层序Psq1在低水位体系域, 该层序识别的依据主要以Psilonichnus遗迹组构为主, 该遗迹通常呈J字形、Y字形和U字形, 在砂质沉积物中, 这种潜穴常密集成群的出现, 仅包含Psilonichnus分子, 并且形态多样, 丰度也相当高, 说明此处有机质丰富, 适宜生物生存, 主要发育在潮上带与潮间带上部低能的沉积环境。从低水位体系域到海侵体系域过渡期间, 由于沉积环境从低能的高潮坪向潮上带环境过渡, 水体动荡造成生物无法生存繁衍, 因此过渡带未见遗迹化石发育, Psq2的识别为一些慢慢出现的、适宜新环境的生物以及Psilonichnus, 野外发现该处主要有Psilonichnus upsilon以及少量Thalssinoides callianassa, 且仍存在不同形态的Psilonichnus, 加之宿主岩层以泥质白云岩与灰质白云岩为主, 因此将该遗迹组构所存在的环境划归为局限碳酸盐岩台地潮间带的中潮坪, 水体深度位于平均高潮线与海平面之间。在海侵体系域上部到高水位体系域下部, 划分准层序Psq3, 层内遗迹化石潜穴管有Y、T字形的个体, 也有水平管、垂直管和高角度斜管空间连接贯通而形成的网状结构, 水平管和垂直管连接处因分枝产生膨大现象。通过对该处遗迹组构内分子组成类型与形态分析等, 认为该遗迹组构代表潮间带中—下部和台内滩等较高能的沉积环境。Psq4发育水平海生迹Thalassinoides horizontalis, 水平层理发育, 潜穴管的水平展布状态居多, 表明生物更加倾向于占据沉积物表层生存。Psq5以网格状Thalssinoides为主, 也指示了水体能量的减弱, 因此将该组构所存在的沉积环境划归为局限碳酸盐岩台地内潮下带。海平面升降由此开始出现旋回变化, 海退现象使得海平面下降, 水深旋回至低水位体系域, 沉积环境逐渐由潮下带过渡到潟湖。在准层序Psq6、Psq7中发育Thalssinoides-Helminthopsis遗迹组构, 该遗迹组构中Thalassinoides horizontalis开始占据主体优势, 个体大小变化甚微, 但丰度明显增加, Helminthopsis开始出现, 形态多样性增加, 种类也出现分化, 整体呈现蛇曲形, 潜穴管表面光滑无饰, Helminthopsis种类的多样化说明沉积物中营养物质含量的增多, Thalassinoides horizontalis占据主导地位则表明沉积水体再度加深, 但围岩以含生屑粒泥灰岩及砂屑灰岩为主, 表明沉积水体会受到较强烈波浪作用的影响, 而Helminthopsis逐渐大量发育表明沉积基底松软, 结合围岩岩性及水深。笔者认为其应当存在于颗粒滩一类的沉积环境, 因此将该遗迹组构指示的海侵体系域划分层序Psq8。此时海侵运动导致水深再次加深, 水体能量持续增长, 遗迹化石少见, 仅发育少量Thalassinoides horizontalis, 以此作为Psq9的划分依据。海侵达到一定程度, 海平面线极高, 水体能量趋于稳定状态, 此时遗迹化石Helminthopsis及Chondrites两者占据主体地位, Chondrites遗迹呈辐射状分布, 其指相意义最为明显, 指示沉积环境不仅表现出十分宁静的水体状态, 且因水体较深氧含量进一步降低, 该组构所代表的水体环境可划归为风暴浪基面与氧化还原界面之间的地带。最后一次海退行为发生, 在Psq10中遗迹化石分子逐渐以Helminthopsis为主, 海平面的下降直接导致Chondrites退出消失, 遗迹组构分子以浅阶层觅食迹为主, 显示更为宁静的水体状态、松软的底质特征以及更为丰富的食物特征, 指示的水体深度应当为正常浪基面以下到风暴浪基面之间的地带, 开阔碳酸盐岩台地内台内滩等有机质丰度高的地带也为该遗迹组构的发育提供良好的环境。
4 结论
(1) 对遗迹化石的发育特征及分布规律进行了分析总结, 着重以此作为层序地层界面的识别依据, 将研究区马三段划分为1个Ⅲ级层序 (SQ) 、2个Ⅳ级层序 (St1, St2) 以及10个Ⅴ级小层序 (Psq1—Psq10) 。
(2) 根据研究区各遗迹组构的垂向空间分布状况, 对遗迹组构的发育特征和沉积古环境解释逐一对应分析, 遗迹组构在垂向序列上呈旋回性分布, 层序格架内遗迹组构的分布状况随沉积环境而改变。
层序地层划分 篇2
确定了松辽盆地北部上白垩统层序地层的划分方案,将其划分为一个二级层序,三个三级层序,和六个四级层序;同时也分析了上白垩统的沉积特征,主要发育河流和泛滥平原相沉积,局部发育滨浅湖、三角洲相沉积.
作 者：周兴海 陈广金 作者单位：周兴海(中国石油化工股份有限公司;上海海洋油气分公司研究院)
陈广金(大连九成测绘信息有限公司)
层序地层划分 篇3
20世纪80年代高分辨率层序地层学引入国内以来,其基本理论和研究方法在认识与实践的反复验证中得到了不断的完善和发展,国内不少学者在该理论指导下建立了陆相湖盆高分辨率层序地层格架和地层沉积模式[1,2,3,4,5,6]。实践证明,高分辨率层序地层学在提高地层划分与对比精度、掌握地层分布特征,增加地层预测的精确性和准确性、建立高精度地质模型等方面成果显著。高分辨率层序地层学是以露头、测井、岩心和三维高分辨率地震反射资料为基础,以高分辨率层序地层理论为指导,运用精细地层划分与对比技术,建立区域、油田乃至油藏级高精度地层对比格架,在成因地层格架内对地层,包括生油层、储层和隔层进行评价和预测的一项理论和技术[7]。其理论基础主要是基准面旋回、可容纳空间与沉积物的体积分配、相分异作用、基准面旋回对比等[8]。
他拉哈-常家围子地区已有50余年的勘探开发历史,鼻状构造油藏基本找寻完毕,向斜区为主的岩性油藏进入预探与评价阶段,古88井高产油井的成功钻探更是打开了他拉哈-常家围子地区向斜勘探的新局面,但后期一些开发井的失利说明该区地质情况及油水关系较为复杂,建立全区高精度层序地层格架并进行相应级别沉积微相特征研究,对指导该区勘探开发具有重要意义。
1 地质概况
他拉哈-常家围子地区位于黑龙江省大庆市肇源县和杜尔伯特蒙古族自治县境内,东与大庆长垣高台子油田相连,西至他拉哈油田,南接葡西油田,北邻龙虎泡油田,工区南北宽约35.8 km,东西长约55.6 km,面积1 989.3 km2。构造上该区位于中央坳陷区一级构造单元内,横跨龙虎泡-大安阶地、齐家-古龙凹陷及大庆长垣三个二级构造单元(图1),构造主体位于松辽盆地二级构造单元齐家-古龙凹陷的中部,区内发育他拉哈、常家围子两个向斜,两个向斜之间为龙南鼻状构造向南倾没部分,东部的高西鼻状构造嵌入常家围子向斜中,南部发育葡西鼻状构造,西侧为他拉哈向斜的中心部位。
他拉哈-常家围子地区钻遇的地层从老至新发育泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组、泰康组和第四系地层,缺失第三系依安组、大安组地层。岩性主要为砂岩和泥岩,沉积相主要为河流相、三角洲相和湖相。河流相与三角洲相形成了良好的油气储集层,湖相形成了有利的生油层及盖层,使凹陷在白垩统下段发育多套含油组合。他拉哈-常家围子地区主要产油层葡萄花油层属于白垩系下统姚家组姚一段,葡萄花油层地层厚度的最大值为79.5 m(古841井),最小值为22.9 m(哈21井),平均值为57 m,地层分布总体上自西向东方向增厚。姚家组一段沉积时期湖水大面积收缩,随后又开始缓慢扩张,研究区处于齐家-古龙凹陷的低部位,为汇水区域,其沉积主要受北部物源、西部物源和东部从长垣过来的物源控制。
2 葡萄花油层高分辨率层序地层特征
2.1 层序界面特征
高分辨率层序地层格架建立的前提和基础是进行层序界面的识别,层序界面有两种:(1)区域不整合面及对应的整合面;(2)规模较大的湖泛面。葡萄花油层底界面特征明显,地震剖面上为一负相位(T1'),反映界面上下波阻抗由高阻向低阻变化,该位置在地震剖面上可见下切谷、削截现象,为区域不整合面(图2)。
测井曲线特征表现为层序底界面以上电阻率曲线突然变高,自然电位和自然伽玛曲线变低,幅值增大,声波时差曲线幅值在界面上下突变,界面以下多表现为低平特征。岩心特征表现为岩性粒度突变,层序底界面往上粒度突然变粗;可见钙质结核、冲刷-充填构造、碳化植物根系、干裂、泥砾等特征;层序底界面上下泥岩颜色突变,界面往下泥岩颜色多为黑色,界面往上为灰色粉砂质泥岩(图3)。
葡萄花油层顶界面在地震剖面上特征为一频率中等、连续性较好的反射同相轴,反射波组特征明显,一般为单一强反射,局部出现复波,与上覆地层呈整合接触。界面上下地震特征反射差异明显,界面之上的地震波组多为中等连续或者空白反射,说明岩性相对均一、成层性好,水体能量较弱,界面之下地震波组多为强连续反射,部分地区为断续反射波(图4)。
测井曲线上表现为层序底界面往上由高幅值过渡为低平曲线,声波时差曲线反映尤为明显,多为高幅值变为低值。岩心特征表现为层序底界面上部是黑色泥岩,界面下部是灰色粉砂岩(图5)。
2.2 垂向高分辨率层序地层划分
在陆相湖盆层序动力学和模式分析的基础上,根据他拉哈-常家围子地区葡萄花油层旋回性、岩性发育特征,并结合陆相湖盆层序地层特征,将他拉哈-常家围子地区葡萄花油层划分为1个长期基准面旋回(LSC1),5个中期基准面旋回(MSC1～MSC5),25个短期基准面旋回(SSC1～SSC25)。其中MSC1划分为7个短期基准面旋回(SSC1～SSC7),MSC2划分为3个短期基准面旋回(SSC8～SSC10),MSC3划为5个短期基准面旋回(SSC11～SSC15),MSC4划为3个短期基准面旋回(SSC16～SSC18),MSC5划为7个短期基准面旋回(SSC19～SSC25),建立起该区葡萄花油层垂向高分辨率层序(图6)。
2.3 高分辨率层序地层格架建立
根据高分辨层序地层学方法原理,对他拉哈-常家围子地区内的井划分沉积旋回,并进行旋回对比,从而建立了该地区高分辨率层序地层格架。他拉哈常家围子葡萄花油层东西向层序剖面基本平行西部及东北部物源,地层旋回构造样式受物源远近及所处构造位置影响,西部为近物源,河道砂体相对发育,向研究区中心部位,沉积物源供给较少,可容纳空间增加,河口坝、席状砂较为发育。层序剖面揭示地层分布总体上自西向东方向减薄,葡萄花油层沉积时期湖水大面积收缩,随后又开始缓慢扩张,主要受西部物源和东北部从长垣过来的物源控制(图7)。
3 沉积微相研究
三角洲前缘亚相受河能和湖能双重作用,其总体特征为:(1)泥岩颜色明显以灰、灰绿为主,氧化色大大减少或缺少;(2)比陆上分流平原亚相层理发育、明显、微细、且具较为发育的湖能层理,如波状、斜波状、韵律、透镜状层理,搅动、柔皱构造等;(3)岩性细,以粉砂岩为主;(4)整体具砂岩、泥岩极薄互层特征;(5)还原性自生矿物发育,如黄铁矿、菱铁矿;(6)水下分流河道薄、冲刷弱,有湖能层理。
3.1 测井相模式建立
他拉哈-常家围子地区葡萄花油层主要发育浅水湖泊三角洲前缘亚相,微相类型有:水上分流河道、水下分流河道、水下天然堤、席状砂、水下决口扇、水下分流河道间、河口坝、远砂坝、坝间泥、席状砂间(席间泥)及河漫滩等微相;但总体河口坝不发育,主要以水下分流河道和席状砂(包括前缘席状砂和道间席状砂)为主。在取心井段及单井沉积微相精细分析的基础上,依据测井曲线总结出测井相要素特征,并建立了该区葡萄花油层测井相模式(图8)。
3.2 典型短期基准面旋回SSC25沉积微相特征
沉积微相是认识油层储层成因、砂体展布并进行后期储层预测的重要基础。本次选取沉积微相进行重点研究。沉积微相图(图9)揭示:该套地层沉积时期,基准面快速下降、可容纳空间减小,发生水退,水体范围缩小,造成西北部出现地层缺失,西部物源表现为水上分流河道(三角洲泛滥平原)—水下分流河道(分流间湾)—席状砂组合,水上—水下沉积组合特征反映了西部为近物源,相带展布相对较窄的特点;北部克山—杏树岗物源,由他拉哈-常家围子地区东北部延伸进入,主要为水下沉积,表现为水下分流河道(分流间湾)—席状砂沉积组合,河道延伸较远,反映了长轴物源,坡度较缓,沉积相带展布较宽的特点。来自西部英台和大庆长垣方向的砂体向他拉哈-常家围子凹陷中部进积,西部物源和东北部物源平面上砂体错叠连片。
4 结论
1)他拉哈-常家围子地区葡萄花油层可划分为1个长期基准面旋回(LSC1),5个中期基准面旋回(MSC1～MSC5),25个短期基准面旋回(SSC1～SSC25)。
2)他拉哈-常家围子地区葡萄花油层主要发育浅水湖泊三角洲前缘亚相,微相类型有:水上分流河道、水下分流河道、水下天然堤、席状砂、水下决口扇、河口坝、远砂坝、席间泥等微相,其中水下分流河道和席状砂(包括前缘席状砂和道间席状砂)最为发育。
3)垂向相序揭示他拉哈-常家围子地区沉积主要受两个物源控制,西部近物源和东北部克山-杏树岗远物源。
4)他拉哈-常家围子地区砂体展布特征主要受物源影响,近物源控制区砂体展布较窄,远物源控制区砂体展布较宽。分流河道和席状砂为有利储层。
参考文献
[1]朱筱敏,层序地层学原理及应用.北京:石油工业出版社,1998:69
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[5]魏魁生,徐怀大,王淑芬.松辽盆地白垩系高分辨率层序地层格架.石油与天然气地质,1997;18(1):7—13
[6]迟元林,云金表,蒙启安,等.松辽盆地深部结构及成盆动力学与油气聚集.北京:石油工业出版社,2002:10—34
[7]汪正江,陈洪德,张锦泉.物源分析的研究与展望.沉积与特提斯地质,2000;20(4):104—110
层序地层划分 篇4
综合应用测井曲线、岩心、野外露头剖面等资料,分析鄂尔多斯盆地陇东地区延长组的层序地层特征及沉积相,在延长组识别出4个三级层序界面,将延长组分为4个三级层序10个体系域,识别出4种主要的.沉积体系:扇三角洲、辫状河三角洲、曲流河三角洲及湖泊沉积体系.分析了各体系域沉积体系的平面展布特征,探讨了体系域沉积模式及层序与油气的关系.指出低位体系域中发育的三角洲平原河道及前缘水下分流河道砂体是最主要的储层,水进及高位体系域中发育的浊积岩砂体分布面积大,是潜在的储层、水进和高位体系域中发育的湖相泥、页岩是良好的生油层和盖层,使得陇东地区存在有利的生储盖组合,处于有利的含油气系统之中,具较好的油气勘探前景.
作 者：郭艳琴 李文厚 陈全红 梁积伟 余芳 何卫军 GUO Yan-qin LI Wen-hou CHEN Quan-hong LIANG Ji-wei YU Fang HE Wei-jun 作者单位：郭艳琴,GUO Yan-qin(西安石油大学,油气资源学院,陕西,西安,710065)
李文厚,陈全红,梁积伟,余芳,何卫军,LI Wen-hou,CHEN Quan-hong,LIANG Ji-wei,YU Fang,HE Wei-jun(西北大学地质学系,陕西,西安,710069)
巴布亚盆地层序地层特征 篇5
1 层序地层特征
巴布亚盆地沉积体系主要有三角洲、滨岸、浅海陆棚、碳酸盐台地、斜坡-盆地。利用岩心、录井、测井及地震等资料综合分析, 在侏罗系识别出14个层序边界, 划分为13个三级层序;在白垩系识别出7个层序边界, 划分为6个三级层序;在古近系识别出5个层序边界, 划分为4个三级层序;在新近系识别出7个层序边界, 划分为6个三级层序。
1.1 侏罗系
中侏罗统沉积时期, 盆地海侵扩大, 其中Jsq4层序沉积期最大 (图1) , Magobu组沉积时期为海退过程, 主要沉积物为前三角洲和半深海泥岩。受三叠纪岩浆活动影响, 研究区西部发生差异性抬升, 局部基底抬升较明显。
晚侏罗世Jsq9层序沉积期, 盆地短暂海侵后再次海退;Jsq10层序仅在Fly台地东南斜坡处发育较全, 该期地层沿北东向向南-南西向超覆于Fly台地中南部继承性高地上, 并在Jsq11层序海退期遭受剥蚀, Fly台地中南部Jsq10层序缺失严重。Imburu组沉积期盆内海侵范围较大, 沉积物以泥页岩为主, 是区内的主要烃源岩沉积期之一, 在Jsq13层序沉积期开始发生大规模海退, Fly台地南部沿古海岸线一带发育了大量的三角洲前缘相和滨岸相砂体 (图2) , 部分地区缺失Jsq11、Jsq12两个层序。
1.2 白垩系
白垩纪盆地经历了两次较大规模的海平面升降旋回, 凡兰阶至阿普特阶沉积了一套分布广泛的深水页岩, 它记录了一系列大规模盆地边缘沉降和海侵事件。Ksq1层序沉积期, 盆地在短暂海侵后迅速海退, 海退规模比侏罗纪末小;在Ksq2层序沉积时期, 盆地再次接受海侵;Ksq3层序沉积时期盆地海侵范围减小, Ksq3层序及以上地层超覆于Ksq1、Ksq2层序地层之上。
下白垩统Ieru组上部和上白垩统Chim组 (Ksq4、Ksq5、Ksq6层序) 沉积了厚层的三角洲砂体。Papuan褶皱带至Aure活动带一线及以北区域白垩系发育较全, 主要沉积类型为三角洲砂体, Aure活动构造带水体较深, 沉积相向浅海陆棚相过渡。总体来说, 巴布亚盆地北部一般可见Ksq1-Ksq5等5个完整的三级层序, 局部可见Ksq6层序。至白垩纪晚期, Ksq1层序海退时期沉积的三角洲砂体很快被Ksq2层序海侵期沉积的浅海相泥岩所覆盖, 形成了一套较好的储盖组合 (下白垩统Ieru组泥岩 (盖层) /下白垩统Ieru组Juha段、下白垩统Ieru组Alene段、Toro组、上侏罗统Imburu组上段顶部 (储层) ) , 是区内最主要的储盖组合。
1.3 古近系
始新世早期盆地大规模海侵, 整个盆地均以碳酸盐台地沉积为主, 台地边缘出现在Fly台地东部、Papuan褶皱带及其以北区域。始新世末, 盆地大规模海退, 台地相碳酸盐地层被剥蚀殆尽, 只有斜坡处有少量台地边缘相灰岩残余, 而其中Esq2层序底部可见低位的沟谷充填型石英砂岩, 多为钙质胶结, 随后盆地迅速海侵变为碳酸盐沉积环境, 沉积了Esq2及其以上地层。
现今始新统残余地层虽分布局限, 但位于台地边缘, 多为砂屑灰岩、泥砾灰岩、生物碎屑灰岩和礁灰岩等物性较好的灰岩, 盆地内碳酸盐油气发现也多位于Esq2-Esq3层序。Esq2层序沉积期台地边缘相分布较广, 整个Papuan褶皱带、Aure活动构造带四周和Fly台地东南缘均有分布。
1.4 新近系
中新世时期盆地大规模海侵, 范围略大于始新世时期。巴布亚盆地西部为碳酸盐岩台地沉积环境, 东南部为开阔浅海至半深海环境, 但东部和北部构造活动更加强烈。
上新世盆地东南部由于物源充足, 沉降稳定, 地层发育齐全, 西北部则有不同程度缺失, 整个盆地海侵范围再次扩大 (除北部造山带外) , 盆地格局由原来有西南高、东北低变为了西北高、东南低, 随着海平面下降, Nsq5层序沉积期形成了从北向南进积的平面组合, Morehead-1井区为高地, 缺失了Nsq6层序。在Fly台地东南部, Nsq4层序沉积期沉积的巨厚泥页岩是区内新生界最有潜力的一套烃源岩。
2 结论
1) 在侏罗系识别出14个层序边界, 划分为13个三级层序;在白垩系识别出7个层序边界, 划分为6个三级层序;在古近系识别出5个层序边界, 划分为4个三级层序;在新近系识别出7个层序边界, 划分为6个三级层序。
2) 侏罗系Imburu组沉积期盆内海侵范围较大, 沉积物以泥页岩为主, 是区内的主要烃源岩沉积期之一;白垩系Ksq1层序海退时期沉积的三角洲砂体快速被Ksq2层序海侵期沉积的浅海相泥岩所覆盖, 形成了区内最主要的储盖组合;在Fly台地东南部, 新近系Nsq4层序沉积期沉积的巨厚泥页岩是区内新生界最有潜力的一套烃源岩。
摘要：巴布亚为一中-新生代含油气盆地, 本文以前人研究为基础, 以层序地层学为指导, 利用岩心、录井、测井及地震等资料综合分析, 将侏罗系划分为13个三级层序, 白垩系划分为6个三级层序, 古近系划分为4个三级层序, 新近系划分为6个三级层序。在层序特征分析的基础上, 明确了侏罗系Imburu组为区内主要烃源岩, 新近系Nsq4层序是区内新生界最有潜力的一套烃源岩, 白垩系Ksq1层序海退时期沉积的三角洲砂体被Ksq2层序海侵期沉积的浅海相泥岩快速覆盖, 形成了区内最主要的储盖组合。为下步勘探提供了有效指导。
关键词：沉积相,层序地层,生储盖组合,巴布亚盆地
参考文献
[1]冯右伦.巴布亚盆地演化特征与石油地质条件[J].中国石油和化工标准与质量, 2006, 27 (3) :267-269.
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层序地层划分 篇6
研究区位于东巧北侧的兹格塘错一带, 横跨整个中特提斯洋盆的北缘, 如图1所示, 出露地层主要有侏罗系雀莫错组、布曲组、夏里组、索瓦组等, 并被认为与该盆地可能的烃源具有密切关系。根据岩石组合及沉积相的差异可进一步将研究区分为两个小盆地, 讨论分别按盆地进行。
Q-第四系;E3N-牛堡组;K2a-阿布山组;K1l-郎山组;J3ch-交玛岩组;J3g-尕苍见组;J3s-索瓦组;J2x-夏里组;J2b-布曲组;J2s-色哇组; J2M-木嘎岗日群;J1q-雀莫错组;lv-变质火山岩 (岩块) ;ss-变砂岩 (岩块) ;si-硅质岩 (岩块) ;β-枕状玄武岩 (岩块) ;βμ-辉长-辉绿岩 (岩块) ;Ф-变质橄榄岩;P (ls) -二叠纪 (灰岩岩块) ;γδ53-3-洗夏日举岩花岗闪长岩体;γδ53-2-多勒江普花岗闪长岩体;ηγ63 -康日中细粒二长花岗岩体; I-羌塘地体 (I1-北羌塘盆地, I2-双湖结合带, I3-南羌塘盆地) ;Ⅱ-班公湖-怒江结合带;Ⅲ-拉萨地体 (Ⅲ1-班戈中生代深成岩, Ⅲ2-冈底斯中新生代深成岩) ;Ⅳ-雅鲁藏布江缝合带;Ⅴ-印度陆块;1.深成岩;2.蛇绿岩;3.研究区位置;4.地层界线;5.不整合界线;6.韧性剪切带;7.脆性断层;8.层理产状;9.板理产状;10.剖面位置;A-构造位置图 (据文献[3]) ;B-地质图 (据文献[3]) .
1 气相错—查曲一带地层结构及基本层序
色哇组 (J2s) :主体岩性为黑色泥页岩, 下未见底, 上部夹浊积岩和砂岩、灰岩滑 (崩) 塌岩块, 具斜坡相沉积特征。其中下部由中厚层黑色泥 (页) 岩组成单一型堆叠相序, 上部由厚层-块状黑色泥岩与薄层深灰色微晶灰岩组成韵律型基本层序。
布曲组 (J2b) :主要为深灰—黑色生物碎屑灰岩、硅质海绵藻灰岩、泥质灰岩、砂质灰岩及钙质泥岩等, 为一套典型的含钙岩系。自下而上由两个韵律型和一个单一型基本层序组成。第一个韵律型基本层序由下部生物碎屑灰岩-上部泥晶灰岩构成, 并具有向上含生物碎屑灰岩厚度减薄的趋势;第二个韵律型基本层序由薄层含砂质泥晶灰岩和钙质泥岩组成。第三个基本层序由单一浅灰色含钙粉砂质泥岩重复堆叠组成。
夏里组 (J2x) :下部由两个单一型基本层序、一个韵律型基本层序和一个旋回型基本层序组成。自下而上第一个基本层序由厚50～500m的角砾岩组成;第二个基本层序为由中层细粒岩屑长石石英砂岩和含钙粉砂质泥岩组成韵律。第三个由薄层的黑色页岩重复组成单一型基本层序。第四个旋回性基本层序自下而上由粉砂质泥岩-中薄层的中—细粒岩屑长石砂岩-薄层含生物碎屑 (介壳) 灰岩组成, 三者的比例关系为10∶3∶1。
夏里组上部也由4个基本层序组成。自下而上第一个为旋回型基本层序, 由生物碎屑 (介壳) 灰岩-的中—细粒岩屑长石砂岩-粉砂质泥岩组成;。第二个单一型基本层序由黑色页岩组成。第三个韵律型基本层序由厚5～20cm的含钙岩屑长石砂岩和紫灰色厚20～40cm的生物碎屑 (介壳) 灰岩组成。第四个旋回型基本层序由粉砂质泥岩、 厚5～20cm的含钙岩屑长石砂岩和厚25～50cm的含砾生物碎屑 (介壳) 灰岩组成, 且向上泥、砂岩单层厚度逐渐减少, 而含砾生物碎屑 (介壳) 灰岩单层厚度逐渐增大。
索瓦组 (J3s) :出露不全, 岩性为紫红色含生物碎屑钙屑鲕状灰岩。
2 达卓玛一带地层结构及基本层序
雀莫错组 (J2q) :主要为砾岩、砂岩、粉砂岩和含钙砾岩。由两个基本层序组成, 第一个为由下部砾岩和上部砂岩组成向上变细的韵律型基本层序, 且向上砂岩厚度增大, 砾岩厚度减小。第二个由薄层粉砂岩、中薄层含钙细砂岩和中层含钙石英砾岩组成向上粒度变细的旋回型基本层序。
布曲组 (J2b) :主要为灰岩、白云岩、石膏层、砂岩、粉砂岩及生物碎屑灰岩。由7个基本层序组成。其中第一至第六个均为单一型基本层序, 分别由灰质角砾岩、薄层细—中晶灰岩、厚度达125m的白色石膏层、厚5～80cm的粗晶白云岩、厚5～0.5cm的细砂岩、厚30～40cm的粉砂岩组成, 第七个韵律型基本层序由厚5～20cm的泥—微晶灰岩和厚20～30cm的生物碎屑灰岩组成。
夏里组 (J2x) :与气相错——查曲一带的夏里组一样, 由中间I型不整合分割划分为上、下两部分。下部由四个基本层序组成。自下而上第一个由厚50～500m的角砾岩组成单一型基本层序;第二个由薄层细粒石英砂岩-薄层泥质灰岩-薄层泥灰岩组成旋回型基本层序;第三个由薄层粉砂岩和中层中细粒泥质石英砂岩组成韵律型基本层序;第四个由薄层细—中粒泥质长石石英砂岩和中层细—中粒钙质长石石英砂岩组成韵律型基本层序。
夏里组上部由10个基本层序组成, 显示其复杂的岩性组合和多变的海平面变化特征。自下而上第一个单一型基本层序由厚4m的紫红色砂质角砾岩组成;第二个基本层序由紫红色厚15～5cm的泥质粉砂岩偶夹石膏层组成;第三个由中薄层微晶灰岩-灰绿色页岩组成韵律型基本层序;第四个由灰绿色页岩组成单一型基本层序;第五个由薄层钙质粉砂岩和薄层粉—微晶灰岩组成韵律型基本层序;第六个由粉砂质泥岩组成单一型基本层序;第七个由薄层粉砂岩和粉砂质泥岩组成韵律型基本层序;第八个由薄层泥质灰岩-含钙粉砂质泥岩组成韵律型基本层序;第九个由白色—灰白色石膏层组成单一型基本层序;第十个由薄层粉砂岩和泥质灰岩组成韵律型基本层序。
3 主要层序界面
测区中侏罗统内有三个比较明显的层序界面, 且均为I型层序界面, 它们分别位于布曲组底部、夏里组底部和中部, 如图2所示。这三个I型层序界面均通过其底部的低水位角砾岩楔表现出来。
3.1 布曲组底部的I型层序界面
布曲组底部的I型层序界面即I型不整合界面, 在达卓玛东侧的托木日阿玛发育规模较大的角砾岩楔为特征。角砾岩楔沿走向长约2km, 厚度大于200m。底部 (即I型不整合界面) 与下伏雀莫错组的灰色含钙石英砾岩界线清楚截然, 呈呈凹凸不平的波状, 与上覆地层——灰色中簿层状泥晶灰岩呈过渡接触关系。
1-砾岩;2-砂岩;3-泥岩;4-页岩;5-白云岩;6-石膏层;7-鲕状灰岩;8-介壳堆积层;9-浊积岩透镜体;10-灰岩岩块;11-角砾岩楔;12-地层相变界线;LST-低水位楔;;TST-海侵体系域;HST-高水位体系域;SS-饥饿段;SMW-陆棚边缘体系域;J2q-中侏罗统雀莫错组;J2s-中侏罗统色哇组;J2b-中侏罗统布曲组;J2x-中侏罗统夏里组;J3s-晚侏罗统夏里组.
角砾岩楔由灰质角砾和基质两部分组成。灰质角砾为深灰色—黑灰色的微晶灰岩, 棱角分明, 粒径一般0.5～3cm, 含量60%～70%。基质为灰色—浅灰色泥晶灰岩, 与灰质角砾的颜色形成明显的反差。角砾岩楔的出现, 指示在布曲组沉积之前, 测区曾有过一段时间的沉积间断, 沉积盆地边缘的先期碳酸盐岩沉积物被暴露地表接受剥蚀, 被剥蚀的灰岩岩块和灰质角砾沿下切河谷被流水搬运到盆地中再堆积下来, 由于搬运距离短, 岩块或角砾基本保持棱角状外貌。
3.2 夏里组底部的I型层序界面
夏里组底部的I型层序界面 (即I型不整合界面) , 也同样以发育规模较大的角砾岩楔的形式表现出来。该角砾岩楔在测区可见两处, 一处规模较大位于破曲口附近, 另一处规模较小, 位于测区气相错北扎东亚埃日阿锁萨附近。破曲口附近的角砾岩楔出露厚度达500m, 沿走向延伸约6km, 由中部向两侧逐渐尖灭, 至破曲口东侧公路旁其厚度仅约30m。角砾岩楔可明显分为上、下部分。下部由角砾状泥晶灰岩块堆积而成, 出露厚度80～100m, 岩块多呈透镜状, 长轴一般0.8～1.2m, 短轴0.5～0.8m, 呈定向排列, 排列方向与夏里组底界面走向一致, 岩块间被钙、泥质胶结。上部为灰质角砾岩与砂质角砾岩混合堆积, 角砾岩砾径一般10～15cm, 多为棱角—次棱角状, 含量60%～65%, 成分以灰岩为主, 石英砂岩次之, 基质为钙泥质。
3.3 夏里组中部的I型层序界面
该I型层序界面 (即I型不整合界面) 也是通过其发育的角砾岩楔表现出来。角砾岩楔位于达卓玛北侧附近, 出露规模小, 可见长度约1km, 厚度4.14～12m。角砾岩的砾径一般0.5～1cm, 最大可达5～7cm, 含量50%～60%, 局部可达70%。成分单一, 为微晶灰岩, 棱角状, 胶结物为泥质、粉砂质。
4 层序及地层构架
根据各地层单位的地层结构、基本层序、沉积物基本特征、各地层间的几何关系及三个I型不整合界面, 将测区中侏罗世地层划分为四个层序, 晚侏罗世地层索瓦组划分为一个层序, 从而建立其岩石地层格架 (图2) 。
4.1 层序I
由雀莫错组及同期异相地层色哇组组成。雀莫错组与下伏地层上三叠统上三叠统为角度不整合接触关系, 故该层序应为I型层序。发育海侵体系域、饥饿段和高水位体系域。
海侵体系域 (TST) [4,5]:由位于达卓玛一带的雀莫错组下部组成。其组成岩性为前滨粗碎屑岩, 以沉积层向上重复变簿, 沉积物向上粒度变细, 砾岩向上减少, 砂岩向上增多为特征。构成海平面上升、沉积中心向陆岸方向迁移的退积型地层序列。
饥饿段 (ss) :位于气相错—查曲一带的色哇组中部。岩性为黑色泥 (页) 岩, 指示海平面上升到最大位置, 陆源沉积缺乏, 是整个中特提斯洋盆的最大海泛期沉积, 代表羌南盆地洋盆拉张至最大。
高水位体系域 (HST) :位于雀莫错组和色哇组上部, 由雀莫错组上部砂、砾岩和色哇组上部黑色泥岩夹 (互) 簿层微晶灰岩组成, 沉积物粒度向上逐渐变粗, 表现出海平面下降沉积环境逐渐变浅的弱加积—进积型准层序组特征, 反映了海平面经最大海泛面开始逐渐下降。
4.2 层序II
由布曲组组成, 其顶底界面均为I型不整合界面。自下而上可划分为低水位体系域、海侵体系域和高水位体系域, 构成比较完整的I型层序。
低水位体系域 (LST) :仅发育于盆地边部的达卓玛一带。由下部的低水位楔和上部低水位期局限台地巨厚层石膏层和白云岩沉积地层组成。
海侵体系域 (TST) :由布曲组下部地层组成。在靠近盆地边缘的达卓玛一带, 沉积了一套向上逐渐变细的细砂岩;气相错—查曲一带的碳酸盐岩组由下部生物碎屑灰岩富底栖生物双壳类-上部泥灰岩生物化石以浮游生物为主, 均代表了海水逐渐加深的退积型准层序组沉积。
高水位体系域 (HST) :由布曲组上部组成。在达卓玛一带以下部较深环境的泥晶灰岩和上部较浅环境的生物碎屑灰岩基本层序和气相错—查曲一带泥钙质岩上向上泥砂相对钙质含量的增大, 均反映了海平面逐渐下降, 沉积环境变浅, 沉积中心向盆地中心迁移的加积—弱进积的准层序组沉积。
4.3 层序III
由夏里组下部组成。顶底界面均为I型不整合界面。自下而上可划分出低水位体系域、海侵体系域、饥饿段和高水平体系域, 均成一完整的I型层序。
低水位体系域 (LST) :由夏里组底部的角砾岩楔组成。底界面为I型不整合界面, 顶界面与夏里组陆源碎屑沉积地层过渡。区域不连续, 测区仅发育两处。角砾岩楔下部为直径达70～80cm的灰岩岩块组成, 向上则过渡为由灰岩、砂岩角砾构成的角砾岩, 角砾粒径减小为10～15cm。代表低水位期海平面下降到一定位置并开始缓慢上升阶段形成的低水位楔。
海侵体系域 (TST) :由角砾岩与夏里组黑色页岩之间碎屑岩及少量灰岩组成。底界面为低水位楔顶面, 顶界面为最大海泛面。沉积地层在气相错—查曲一带具有自下而上碎屑变细、砂岩单层厚度减薄;达卓玛一带, 向上由石英砂岩变为泥质灰岩、泥灰岩;反映海平面迅速上升, 沉积中心向陆岸方向迁移形成的退积型准层序组。
饥饿段 (ss) :由夏里组下部的黑色页岩组成, 页岩页片厚度0.5～1.5mm, 成分为泥质, 发育水平层理, 为海泛期远离物源、沉积物供给不足所致。但位于盆地边部的达卓玛地区, 由于沉积环境的差异。沉积物相变为泥灰岩, 被夹在砂岩中间的泥灰岩也是饥饿沉积的典型特征。
高水位体系域 (HST) :由黑色页岩之上的砂、泥岩组成。底界面为最大海泛面, 顶界面为I型不整合界面。自下而上由粉砂质泥岩-细粒岩屑长石砂岩。显示出加积—弱进积准序组特点, 为海平面动荡并逐渐下降阶段的高水位期沉积。
4.4 层序IV
由夏里组上部组成。底界面为I型不整合界面, 顶界面为II型不整合界面。自下而上划分出低水位体系域、海侵体系域、饥饿段和高水位体系域, 构成完整的I型层序。
低水位体系域 (LST) :由夏里组中部的角砾岩楔组成。底界面为I型不整合界面, 顶界面为海侵面。
海侵体系域 (TST) :由低水位角砾岩楔之上的碎屑岩组成。底界面为海侵面, 顶界面为最大海泛面。沉积物自下而上由 (生物屑灰岩) -泥质粉砂岩—粉砂质泥岩—泥晶灰岩—黑色页岩组成, 向上沉积物粒度变细。显示了海平面迅速上升, 沉积中心向陆岸方向迁移的退积型准层序组沉积特点。
饥饿段 (ss) :由夏里组上部单层厚度0.5～1.5mm的黑色页岩组成。
高水位体系域 (HST) :由夏里组上部地层组成, 底界面为最大海泛面, 顶界面为II型不整合界面。在气相错—查曲一带由粉砂质泥岩、岩屑长石砂岩及含砾生物碎屑灰岩 (介壳灰岩) 组成的沉积物向上变细的弱进积—加积型准层序组组成;在达卓玛一带, 则表现为粉砂岩、粉砂质泥岩及海平面下降阶段局限小盆地沉积的白云岩、石膏层等的重复出现, 显示出加积型准层序组的特点。代表高水位期海平面缓慢下降阶段的沉积组合。
4.5 层序V
由索瓦组组成, 其底界面为II型不整合界面, 由紫红色鲕状灰岩构成陆棚边缘体系域 (SMW) 。
5 结论
西藏东巧气相错一带中上侏罗统地层总体可厘定出三个I型不整合面, 划分出五个层序, 从而建立了研究区岩石地层格架, 从而为今后石油地质勘查工作提供的重要的层序地层基础研究成果。
摘要：东巧兹格塘错一带位于羌塘盆地中部, 是青藏地区重点找油远景区。笔者利用层序地层研究方法, 在对研究区中上侏罗统地层基本层序研究的基础上, 厘定出三个I型不整合面, 划分出五个层序, 从而建立起研究区的岩石地层格架, 以期服务于更进一步的石油勘查工作。
关键词：西藏,气相错,层序
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层序地层划分 篇7
江家店地区位于惠民凹陷临南洼陷西部的江家店鼻状构造, 包括江家店油田和瓦屋油田, 主力含油层系为沙三下段、沙四段, 该区具有良好的勘探潜力。
沉积体系和沉积相分析表明, 江家店地区沙三下段属于三角洲前缘相, 含油主要为薄层, 砂体纵向叠置, 横向尖灭快, 井间对比困难, 给油气勘探带来很大的难度。对于江家店地区层序的划分还只停留在比较大的尺度上, 以井震手段对比为主, 还没有进行精细的层序划分。因此, 我们在沙三下亚段开展了高频层序划分与对比, 了解了储层分布规律, 进行构造岩性圈闭的预测与评价。
二、高分辨率层序地层划分与对比
不同级次层序界面的划分及其内部的旋回结构剖析是高分辨率层序地层分析的关键。小波分析作为数学的一个新分支在多个领域得到了广泛应用, 其特点是具有多分辨率, 能体现时域、频域的局部性特征[1]。
1.小波变换基本原理
小波变换是将信号按不同尺度 (频率) 、不同位置 (时间) 分解的数学工具。它可以通过伸缩、平移聚焦到信号的任一细节加以分析。测井信号经过小波变换处理后, 频率段的突变就显示的非常清晰, 由此可以进行地层层序的精细划分。测井曲线小波变换的基本思想是用一簇小波函数去逼近测井信号, 将测井信号从一维深度域转换为二维深度—尺度域。
小波变换的定义为
式中:Wψ———小波系数, a×b的矩阵;
a———尺度因子, 表示与频率相关的伸缩;
b———时间平移因子, 表示小波函数的平移;
(ft) ————测井信号序列, 自然伽马或声波时差;
ψ———小波函数, 选用Morlet小波函数;
小波变换将测井数据从一维深度域转换为二维深度—尺度域, 使信号能同时在深度位置b和尺度空间a上变换。小波变换系数值是位移因子与尺度因子的函数, 小波系数大小揭示了小波函数与测井信号的相似程度, 可理解为所分析的测井信号与小波的协方差[2]。
尺度a越大表示小波被伸展越长, 其对应长周期分量的信号, 表明该沉积地层旋回厚度大, 可用来划分层序界面;反之尺度a值小, 表明该沉积周期短, 对应地层旋回厚度小, 可用来划分体系域、准层序组和准层序[3]。
2.小波变换在江家店地区的运用
江家店地区夏510井沙三下段主要为三角洲前缘相, 主要根据小波局部能量, 按照从大到小的划分原则, 即先划分大的层序界面, 再在其内部识别准层序组, 对该段地层进行高频层序地层分析。根据小波变换谱系图中能量团的变化情况结合小波系数曲线分析, 在3030米, 3135米处分别可以识别出一个四级层序的界面, 其对应的是湖侵体系域, 高位域, 和低位域的分界面, 这与地质上的分层是对应关系是十分好的。在此基础上, 对这三个四级层序又进行了更进一步的划分, 识别出7个五级层序。在江家店地区夏66、夏510等井运用此方法进行高频层序的划分均收到了良好的效果。
根据各井划分的高频层序结合地质条件及测井曲线特征, 在横纵剖面上把各井划分的层序连起来, 可以看出其沉积特征是十分明显的。整体而言, 江家店地区共划分为3个四级层序, 分别为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号, 其对应低位域、高位域、湖侵域, 这3个四级层序又细分为9个五级层序。各个四级层序在江家店不同部位发育特征不同, 表现为 (1) (2) 号五级层序在夏66井、夏960井地区多而向东向西逐渐减少的特征; (3) (4) 号五级层序在夏510井附近出现层序中断现象, (8) 号五级层序在夏66井附近出现层序中断现象, (5) (6) (7) (9) 号五级层序东西向连续性较好。
形成这种现象的主要原因是砂体的多物源成因。在沙三下形成早期, 来自东南方向的瓦屋砂体向洼陷内部推进, 然后来自西南方向的江家店砂体和瓦屋砂体一同推进, 所以 (5) (6) (7) 号层序较连续;在沙三下发育晚期, 江家店砂体继续发育, 而瓦屋砂体则不再发育, 所以 (3) (4) 层序在夏960以东出现中断的现象。
结论与认识
通过以上综合分析, 得到以下三点结论:
1.以小波变换为技术手段, 将江家店地区沙三下段划分出3个四级层序, 8个五级层序, 构建了该区的高频层序等时格架。
2.通过高频层序的划分, 认为: (1) (2) (3) (4) 4个五级层序中断现象明显;结合成藏要素研究认为:构造岩性圈闭发育的有利位置为玉皇庙下降盘、夏96井区东部。
3.依据小波系数值的周期振荡性划分出地层不同级别的层序界面, 克服了地质学家手工划分的人为因素影响, 是对传统研究方法的有效补充。这些探索为地层层序的定量划分提供了一种新的思路和有效途径。小波变换只是一种数学研究方法, 只有与地质信息紧密结合, 才能在研究中发挥作用。
摘要：高频层序的划分对构造岩性油气藏勘探有很重要的意义, 测井资料的小波变换能够很好地识别地质作用中的隐蔽周期, 从而可利用其进行高频层序的划分。通过小波变换为主, 地震、测井响应为辅的技术手段, 对江家店地区沙三下亚段进行了高频层序的划分, 从而识别出3个四级层序, 9个五级层序, 实际结果应用表明小波多尺度变换划分层序地层的结果和传统方法 划分基本一致。由此建立了江家店地区沙三下亚段的高分辨率层序地层对比格架, 进一步指导油气勘探。
关键词：江家店地区,高分辨率,小波变换,构造岩性油藏
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小波分析在层序单元划分中的应用 篇8
1 小波分析层序划分理论依据
具有成因联系的地层测井序列是一定时间序列内各种沉积事件的物质记录,测井曲线能比较准确地反映井旁地层的电性、物性等特征,能够敏感、连续地反映所测地层的旋回性、周期性等沉积特征。但是,测井曲线往往会受到测井仪器、钻井液等其他非地层因素的干扰,且不同频率的旋回相互叠加,对正确识别和划分沉积旋回造成一定的影响。而小波分析能对信号在时间域和频率域实行局部化的小波变换,消除干扰信号,放大真实信息,分不同频率反映出测井曲线中包含的真正旋回特征,体现出了周期性、旋回性方面的优势,利用它可以很方便的从测井资料中提取地层的时频特征信息,所选用的测井曲线在经过一维小波变换之后,就能得到一系列小波变换系数值,这些小波变化系数值与尺度和深度相对应。其地质学意义,是通过考察多种伸缩尺度下小波系数曲线表现出的明显周期性振荡特征,获得有关沉积层序的旋回性等地质信息,由此和各级别层序界面建立一定的对应关系,将其作为测井层序地层划分的依据。
2 小波的选取
目前比较著名的小波有Daubechies小波、Coiflets小波、Symlets小波、Morlet小波、MexicanHat小波与Meyer小波等[4],每一种小波具有不同的函数和形态,所有满足小波条件的函数都可以作为小波函数。在选取小波的过程中,对二进小波变换,所选择的小波,要对信号有一定的相似性,这样会使得变换之后的能量相对比较集中,可以有效的减少计算量;支集长度大部分选择为5~9的小波,因为支集如果太短,就不利于信号能量的集中,太长则会产生边界问题;另外,针对实际问题,还要找出一些关键性的技术指标,综合得到一个判别函数,然后将所选择的各种小波函数代入,得到一个最优函数。对于利用测井曲线的小波变换进行沉积旋回的划分,不少研究人员已进行过有益的探索[5~6]。笔者在对阿尔及利亚某区块进行层序地层学研究的过程中,通过对测井曲线形态和小波形态对比,及对不同小波进行变换的结果综合分析,认为Daubechies小波在研究区划分沉积旋回时具有比较好的适用性。Daubechies小波与其他几种类型小波相比,对称性比较差,变化特征比较明显,与测井曲线具有较好的相似性,符合小波函数选取的原则。对所选的Daubechies小波进行不同阶数的变换,发现db5小波的能量集中较好,边界问题也不明显,划分的结果较为理想。
3 测井曲线的选取及方法的实现
不同的曲线具有不同的地质含义,进行相同的变换可能会得到不同的结果,因此测井曲线的选取也是一个重要的环节。可以选择目标井的测量精度较高、质量较好的曲线来进行小波变换,进而进行沉积旋回的划分。
选择MATLAB软件的小波分析工具箱,在对测井曲线进行一维小波变换,参数选择分别为:小波类型:db,阶数:5,最大级数:12,然后进行分析,可以得到一组12条不同级次的db5小波变换曲线(图1)。每条曲线的级次不同,代表了不同频率的旋回,分别对应不同级别的沉积旋回。选择合适级别的小波变换曲线可以直接用来划分沉积旋回,代表不同的层序单元。本文中以阿尔及利亚某区块泥盆系层序划分为例,将各曲线与实际的地质认识相对比,发现d6,d7和d8曲线分别对应准层序组、体系域和层序的层序单元,d6曲线的波峰波谷基本上与准层序组边界对应。因此,可以使用d6曲线进行准层序单元的划分和对比(图2)。
从划分结果看,在砂泥岩岩性变化较快的层段,每个小波旋回基本对应一个岩性变化旋回,旋回的划分比较符合实际。结合d7和d8两条曲线,在阿尔及利亚某区块泥盆系划分出了11个准层序组,其中,进积式准层序组9个,退积式准层序组2个,从底到顶形成了低位体系域、海侵体系域和高位体系域(图2)。层序划分方案跟实际比较吻合。
4 小波变换划分层序注意事项
4.1 进行层序划分时,建议先选择一口资料齐全并已进行了人工层序划分的取心井,对其测井曲线进行变换,找到与每级界面对应的尺度,之后用此尺度寻求其它井的界面,寻找到各级次的界面之后,还应与其他资料结合对结果进行适当调整,这样可以提高层序划分的精度;
4.2 不同研究区的构造沉积条件等因素不同,导致盆地充填序列不同,层序地层旋回的周期、规模等也都不相同[7],因此,对不同研究区,要经过较多的反复尝试才能找到相应的大、中、小尺度。
5 结语
小波变换可以将复杂的一维原始测井信号转化为二维时频信号,并在多种尺度下进行探测,用它来划分层序是一种行之有效的方法,是对传统方法的有效补充。采用一维连续小波中的Daubechies二进制小波系的db5小波对阿尔及利亚某区块泥盆系进行了层序划分,识别出了准层序组及低位、海侵与高位体系域,经与传统划分结果进行对比,发现划分结果与传统方法基本吻合。
摘要：根据小波选取原则,选择db5小波对测井曲线进行旋回划分,研究表明,db5小波可以将测井信号中的信息分频放大,识别出不同频段的旋回,分别对应不同沉积周期的沉积旋回,进而划分出准层序组,此方法在实际应用中得到的结论与实际的地质情况比较吻合。
关键词：测井数据,小波分析,db5小波,层序地层学
参考文献
[1]史清江,王延江,孙正义,等.小波变换和沃尔什变换在测井曲线分层中的联合应用[J].中国石油大学学报:自然科学版,2006,30(2):138-142.
[2]房文静,范宜仁,邓少贵,等.高斯小波用于测井层序地层自动划分的研究[J].中国石油大学学报:自然科学版,2007,31(2):55-58(72).
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[4]Daubechies I.Ten lectures on wavelets[M].Phila-delphia:SIAM,1992.
[5]李江涛,余继峰,李增学.基于测井数据小波变换的层序划分[J].煤田地质与勘探,2004,30(2):48-50.
[6]朱剑兵,纪友亮,赵培坤,等.小波变换在层序地层单元自动划分中的应用[J].石油勘探与开发,2005,32(1):84-86.
层序地层划分 篇9
前人在珠江口盆地作了一系列层序划分及对比工作。秦国权[4]将珠江口盆地自36Ma至今划分为4个二级层序，23个三级层序，其中珠江组分为2.5个三级层序。杨少坤等人[5]和王春修[6]将珠江口盆地中新统划分为9个三级层序，珠江组划分为2.5个三级层序。施和生等人[7]将珠江口盆地东部珠江组划分为2个三级层序。黄诚，等人[8]将珠江口盆地东沙隆起珠江组划分为4个三级层序。前人的研究大多是对整个珠江口盆地进行粗略的层序地层划分，为早期的油气勘探提供了重要指导，但对于后期的隐蔽油气藏勘探则需要开展更精细的层序地层学研究。惠州凹陷西区包括惠州凹陷西部及东沙隆起北缘，该研究区已发现了大量的油田及含油构造，珠江组是惠州地区的主力产油层段，该层段的埋藏深度一般浅于3 300 m，地震资料相对较好[9]，因此惠西地区珠江组具有开展精细层序地层学研究的条件。
1 区域地质背景
珠江口盆地是南海北部最大的新生代沉积盆地，属被动大陆边缘裂陷盆地，由北向南可分为5个北东向展布的大型构造单元，即北部断阶带、北部坳陷带、中央隆起带、南部坳陷带和南部隆起带，各个构造单元又可以分为若干个凹陷和低隆起[10](图1)。盆地经历了3个阶段的构造演化过程:晚白垩世—早渐新世的断陷发育阶段、晚渐新世—中新世中期的坳陷阶段和晚中新世以后的块断升降阶段。惠州凹陷位于北部裂陷带，处于大陆架背景，地层相对比较平缓[11]。本文研究区位于惠州凹陷的西部，南接东沙隆起，是惠州地区油田的集中区。
2 层序界面识别
准确识别层序界面是层序划分的基础和前提。界面的选择可以分为两类:(1)在海(湖)平面或沉积基准面下降时期形成的不整合界面或沉积间断面;(2)在海(湖)平面上升时形成的水进(海/湖泛)面，包括各级沉积旋回中的最大水进界面和初始水进界面[12]。本研究三级层序采用第一类界面，四级层序则采用第二类界面。根据地震、钻井及测井资料，通过对测井曲线、地震层序等进行综合分析，结合前人的研究资料[4,5,6,7,8]，在珠江口盆地惠西地区珠江组共识别1个二级层序界面SB23.8,5个三级层序界面SB21,SB18,SB17.5,SB17,SB16.5以及16个三级层序内部的水进界面，包括10个地震上能识别的区域性水进界面和6个钻井上能识别的局部水进界面。
2.1 二级层序界面的识别及特征
二级层序界面往往与构造运动相联系，主要受控于古构造运动和古气候变化，通常在地震剖面上能形成易于识别的不整合面，层序界面易于追踪。在惠州凹陷西区珠江组的二级层序界面T60界面是珠江组与珠海组的分界面，是23.8 Ma时期白云运动形成的区域性构造不整合面，在近物源方向表现为河道冲刷的侵蚀面，在地震剖面上可见较明显的削截现象(图2)。
2.2 三级层序界面的识别及特征
三级层序是层序地层学中的基本层序单元，区内三级层序界面在地震剖面上主要表现为顶超及上超特征。顶超为过路不留面，代表沉积间断，是剥蚀与接受沉积的区域上的转换点，地震剖面上表现为斜交型的前积体的顶面，顺物源方向的沉积物沉积差异是顶超面下的的前积体形成的重要原因，通过前积体期次性分析进行三级层序的划分是珠江口盆地新近系层序的重要依据[13]。
SB21、SB18、SB17.5、SB16.5界面均有顶超的特征(图3)。上超不整合面是盆地由海退向海进转换的一个面，代表着一个沉积间断面，是水域不断扩大时的逐步超覆的沉积现象。由于沉积坡折处的地形坡度更陡，海平面的升降可以明显地反映在地震剖面上，因此其上超面更容易被识别。SB18、SB17.5在东沙隆起北缘可见上超特征(图3)。
三级层序反映的是沉降速率与沉积速率的变化，与沉积环境的变化相关联，在垂向上表现为沉积相的转变，平面上表现为沉积相的迁移，因此三级层序的界面又可以是沉积相带的转换面[14]。该转换面在钻、测井资料上具有明显的特征，主要是根据岩性及各种测井曲线的特殊反映来识别。(1)在测井曲线上，层序界面附近出现有反应沉积间断特征的岩性突变面。一种情况是界面之上为一套泥质沉积，自然伽马曲线较平直或微齿低幅，界面之下为一套反旋回的砂质沉积，自然伽马曲线表现为高幅的漏斗形。另一种情况是界面下部为一套泥质沉积，自然伽马曲线较平直或微齿低幅，界面之上自然伽马曲线突变呈钟形。珠江组内部的岩性突变主要表现为下部砂质为主的沉积向上部泥质沉积的突变，反映了三角洲砂体随海平面升降而发生变迁。如SB17界面之上为浅海陆棚相泥岩，界面之下为一套砂岩[图4(a)]。这种界面特征的形成原因为:高位体系域(HST)时期，在物源碎屑充分供应条件下，海岸线向海迁移，水体逐渐变浅，可容纳空间减小，从而形成界面之下砂岩含量逐渐增高的反旋回;海侵体系域(TST)时期，物源碎屑供应以泥质为主，海岸线向岸方向迁移，水体逐渐变深，可容纳空间增大，从而形成界面之上的颜色逐渐变深的泥岩段。(2)层序界面处表现为地层叠加样式的转换，即“沉积旋回的转换面”。具体表现为界面之下砂岩粒度向上变粗，砂地比向上增加;界面之上砂岩粒度向上变细，砂地比向上减小，由界面之下的进积转换为界面之上的退积，即最大水退面[图4(b)]。这些界面类型随着沉积相带的变化而变化，界面之上由陆地方向的河道冲刷逐渐演变成向盆地方向的浅海陆架沉积。至于哪一种类型为主，主要取决于海平面变化控制下的沉积相带迁移而定。
2.3 四级层序界面的识别及特征
四级层序是高精度层序地层格架中的基本地层单位，四级层序分析可以精细地研究地区储层、源岩和盖层。关于四级层序界面是选择一个主要的水进界面还是一个水退界面，国内外的学者存在很大的争议。本区四级层序的划分采用水进界面为界，其具体优势体现在:水进界面较容易追踪对比;以水进界面为界划分四级层序，其下部的水退沉积体与上部的水进沉积体具备了相对比较完整的储盖组合;三角洲体系中，以水进面为界可以将分布范围相近的储集砂体(如三角洲前缘砂坝与水下分流河道)划归同一个地层单元有利于储集体的分析预测。而且，以水进面为界划分的四级层序与中国油田生产上长期使用的油层组和小层的地层单位大体相当，便于使用和推广[12]。
依据水进界面对盖层的贡献程度可以将本区水进界面划分为三种类型:最大水进界面、次一级水进界面和局部水进界面。
1)最大水进界面mfs:在一个三级层序内规模最大的一个水进，在地震上容易追踪对比，能作为一个区域性的盖层控制油气的分布。
2)次一级水进界面cyjfs:在一个三级层序内除了最大水进界面以外的、在地震上较容易识别追踪的、在一定范围内可以作为盖层控制油气分布的界面。
3)局部水进界面:在地震上不容易追踪对比，仅在钻井上可以识别对比，在局部地区可以作为盖层控制油气的分布的界面。
以SQ5为例，在地震上识别出一个最大水进界面SQ5-mfs，两个次一级水进界面SQ5-cyjfs1、SQ5-cyjfs2，在钻井上识别出一个局部水进界面(图5)。最终将SQ5划分为5个四级层序。
3 层序地层格架
3.1 层序地层划分与对比
通过上述各级层序界面的识别，建立了研究区的层序-沉积综合序列图，并建立了相对海平面变化曲线。如图6所示，将惠州凹陷西区珠江组地层划分为5个三级层序(SQ1～SQ5)，进一步细分为21个四级层序。其中SQ1细分为3个四级层序，SQ2细分为8个四级层序，SQ3细分为2个四级层序，SQ4细分为3个四级层序，SQ5细分为5个四级层序。
3.2 层序的构成及分布演化特征
从珠江口盆地海平面变化曲线特征来看，惠州凹陷西区自珠江组沉积以来，总体上处于区域性海进阶段。相对海平面下降时期发育进积式准层序组，表明三角洲向盆地内部推进充填的过程;相对海平面上升期主要发育退积式准层序组，表明水体逐渐加深、沉积物向陆地退覆的过程;由于研究区位于陆架坡折带以上，各个三级层序都缺失低位域，二元结构特征明显，以三级层序内部最大海泛面为界，分为海侵体系域和高位体系域。海侵体系域相对较薄，地震上不易识别。
SQ1[(23.8—21)Ma]:该层序由3个四级层序组成。测井曲线以箱型和漏斗型为主，砂岩含量较高。珠江组早期，东沙隆起区并未被完全剥蚀夷平，仍然保持相对高的隆起地形，远离物源的区域由于受东沙隆起的遮挡，受潮汐影响较大，可见潮控三角洲发育。层序上部可以见到明显的低角度的前积体，主要是高位期古珠江的物源向南进积形成的高位域沉积。
SQ2[(21—18)Ma];这个层序时间跨度最大，层序发育最厚，由8个四级层序组成。早期，海平面逐步上升，以海岸超覆向岸移动为特征，发育海侵体系域。海侵体系域由5个四级层序组成，体系域内部发育进积砂体，说明此时海平面虽然处于相对上升阶段，但物源供应相对充分，河流作用力远大于洋流作用力，海侵三角洲发育，此时三角洲发育主要受控于物源供给。同时惠州凹陷南部由于东沙隆起的遮挡，潮汐影响大，在东沙隆起北端仍发育有潮汐沉积。18.5 Ma时期，发生了一次全区的最大海泛，海泛的形成主要是盆地的沉降作用，其次是海平面上升，形成了较大的可容空间，海泛使东沙隆起淹没后形成浅水陆棚的清水环境，发育碳酸盐岩台地沉积。高位体系域时期，相对海平面下降，古珠江三角洲继续向东沙方向进积，造成东沙隆起北翼的碳酸盐岩台地向南退缩，取而代之的是碎屑沉积，发育进积三角洲和陆架砂脊。高位体系域由3个四级层序组成。
SQ3[(18—17.5)Ma];该层序发育较薄，由两个四级层序组成，分别对应海侵体系域和高位体系域。在东沙隆起北缘，可见明显的上超现象。海侵体系域时期，由于海平面的快速上升，沉积厚度不大，主要发育浅海陆棚相泥岩及受潮汐影响的陆架砂脊。高位域时期，“S”形前积反射比较发育，呈进积叠置样式。17.5 Ma海退时期，珠江三角洲向南推进较远。
SQ4[(17.5—17)Ma]:该层序由3个四级层序组成。层序以泥质沉积为主，在工区北部可见少量的砂岩、粉砂岩，表现为一套浅海陆棚和三角洲前缘-前三角洲相为主的沉积。海平面变化幅度不大。
SQ5((17—16.5)Ma):该层序由5个四级层序组成。层序内部相对海平面升降变化比较频繁，表现为多期进积三角洲和退积三角洲的叠置。
4 结论
(1)以层序地层学理论为指导，充分利用钻测井资料，结合地震反射特征，系统厘定了研究区珠江组的四级层序划分方案，识别和总结了各级层序界面特征，并根据对盖层的贡献程度指出四级层序界面的三种类型，建立了层序地层序列和对比框架，将惠西地区珠江组划分为5个三级层序和21个四级层序。
(2)工区位于坡折带以上，普遍缺乏低位域，分为海侵体系域和高位体系域。三级层序海平面变化旋回具有短时间快速海侵和长时间缓慢海退特点，故高水位体系域沉积厚度远大于海侵体系域沉积厚度。