地层沉积规律（精选7篇）
地层沉积规律 篇1
贺兰山不但是构成宁夏、内蒙古两省的自然分界, 也是我国河流内流区和外流区的分界, 起着扼制西北寒风侵袭银川平原、阻挡腾格里沙漠东移的天然屏障作用。其大地构造位置位于秦祁昆造山系 (Ⅳ) 和华北陆块区 (Ⅱ) 2个Ⅰ级构造单元的过渡地区, 地处鄂尔多斯陆块 (Ⅱ-5) 、北祁连弧盆系 (Ⅳ-1) 与阿拉善陆块 (Ⅱ-7) 3个Ⅱ级构造单元的接合部位[1] (图1) 。综合地层区划属华北地层大区 (Ⅴ) , 大体贺兰山三关口向东南 (牛首山以东、青龙山以西) 至固原以东一线为界, 西部属秦祁昆地层区 (Ⅴ1) 之祁连—北秦岭地层分区 (Ⅴ12) ;东北—东部属晋冀鲁豫地层区 (Ⅴ4) 之华北西缘地层分区 (Ⅴ41) 和鄂尔多斯地层分区 (Ⅴ44) 。
1 岩石地层
奥陶纪地层发育良好, 层序特征明显, 其岩石地层序列自下而上马家沟组、米钵山组。
1.1 马家沟组 (Om)
马家沟组在贺兰山中—北段连续沉积于阿不切亥组之上, 而在贺兰山南段本组未见底, 与上覆米钵山组整合接触 (局地断层接触) 。由碳酸盐岩台地潮坪相沉积组成。
马家沟组层序特征明显;主要反映了5个基本层序。
(1) 厚层砂屑微晶灰岩—薄纹层含砂屑微晶灰岩—钙质板岩向上变细变薄层序。
(2) 厚—巨厚层含燧石条带砾屑微晶灰岩—薄层泥质条带微晶灰岩—中厚层微晶灰岩、白云岩层序。
(3) 厚—巨厚层微晶砂屑灰岩—中薄层疙瘩状微晶 (砂屑) 灰岩向上变细 (薄) 层序。
(4) 中厚—巨厚层含砾屑砂屑灰岩—厚—巨厚层含燧石条带鲕粒灰岩层序。
(5) 巨厚层含燧石条带微晶砂屑灰岩、微晶鲕粒灰岩—泥质斑纹砂屑微晶灰岩层序。
1.2 米钵山组 (Omb)
本组岩性为浅灰—灰绿色薄—中厚层浅变质长石石英 (杂) 砂岩与板岩、粉砂质板岩不等厚互层, 夹灰色薄层灰岩、灰岩、厚层—块状砾岩、砾屑灰岩、含砾板岩透镜体。其岩石组成较为庞杂, 重力流和浊流沉积十分发育, 岩相变化急剧, 沉积厚度变化巨大, 显示了典型的大陆斜坡相沉积特征。
米钵山组主要有下列7种基本层序。
(1) 角砾岩层序。
(2) 砾岩—板岩夹碳酸盐岩层序。
(3) 含砾板岩—板岩夹碳酸盐岩层序。
(4) 砂岩—板岩层序。
(5) 块状砾屑灰岩—中厚层灰岩—薄层灰岩向上变薄变细层序。
(6) 砾屑灰岩—板岩夹碳酸盐岩层序。
(7) 板岩与灰岩互层层序。
2 沉积相、沉积环境及其演化
奥陶纪频临华北陆表海西缘, 与华北腹地一样, 发育一套由台地潮坪相—陆棚内缘斜坡相组成的陆表海沉积。
2.1 马家沟组沉积相及沉积环境
马家沟组为台地潮坪相沉积, 可划分为潮上带和潮间带两个亚相。
潮上带发育于马家沟组下部。由浅灰、红灰、灰色薄—中层微晶—粉晶白云岩、角砾状白云岩、深灰色厚层微晶含灰质白云岩及少量浅黄灰、肉红色板岩组成。白云岩发育层纹构造, 显示潮汐作用微弱, 水动力能量很低。角砾状白云岩可能为沉积物脱水干涸而形成的角砾。
潮间带发育于中—上部。由深灰色中厚层—块状 (含泥质网纹) 微晶灰岩及少量深灰色泥质网纹、斑纹灰岩组成。
马家沟期 (两河口晚期—大弯早期) , 海侵达继续扩大, 沉积了以碳酸岩盐为主的马家沟组, 属碳酸岩盐台地潮坪相沉积。
2.2 米钵山组沉积相及沉积环境
米钵山组属次深海大陆斜坡相沉积, 重力流沉积发育, 可划分为浊流和泥石流沉积。
浊流沉积该类沉积最为发育。由灰绿色薄—中层浅变质中—细粒长石石英砂岩和灰绿—深灰色板岩、粉砂质板岩组成。并可见由砂岩形成的粒序层理及不同粒度砂岩构成的韵律性较强的类复理石建造, 发育鲍马序列 (图2) 。鲍马序列厚度变化在0.3～1.5 m之间, 其中砂岩与泥岩的比例变化在5∶1～1∶2之间, 多数序列中砂岩类厚度比泥岩厚度大, 表明浊流沉积时是高流速的, 而且可能接近浊流的物源区。从砂岩的成层厚度大、砂泥比值高 (4∶1) 等均可看出, 米钵山组浊积岩是近源相的, 属近基浊积岩。
泥石流沉积是米钵山组的主要沉积类型, 由灰—灰绿色巨厚层—块状砾岩组成, 其中砾石含量30%～70%不等, 砾石成分以来源于台地上的各种灰岩为主, 次为硅质岩、砂岩、板岩, 砾径大小悬殊, 一般5～20 cm, 大者可达数米, 有时见巨大岩块 (漂砾) , 砾石磨园差, 以棱角—次棱角状为主, 大小混杂堆积, 无定向, 无层理构造, 反映浊积水道在平面上的迅速迁移, 具泥石流沉积的典型特征, 有些砾石之长轴直立, 反映出泥石流具有较高的粘度。砾岩之填隙物为泥质、钙质和砂, 基底—孔隙式胶结, 杂基支撑。砾岩体呈透镜状产出, 底面常与下伏岩层 (板岩、灰岩) 呈斜切或截切关系 (创蚀面) , 与上覆岩层截然。含砾板岩之砾石含量<30%, 显示不明显的递变层理和局部的砾石叠瓦状构造。
米钵山组除上述宏观沉积相外, 在其中—上部还发育有块状砂岩和下斜坡沉积 (灰岩、板岩) 。前者主要为厚—巨厚层浅变质长石石英砂岩, 粒序层理不发育, 常与典型浊积岩共生, 属浊积扇扇顶辫状水道沉积;后者由薄层微晶灰岩、砾屑灰岩、砂屑灰岩和板岩组成, 薄层灰岩发育滑塌构造及层间揉皱, 滑动岩层变形强烈, 具有典型的斜坡相沉积特征。
米钵山期 (大弯晚期—庙坡期) , 海侵达到高潮, 范围扩大, 华北海与祁连海连通, 大体在大弯期末—牯牛潭期初始, 直到宝塔期, 本区南北发生了明显的分化, 贺兰山南段沉积的米钵山组属大陆斜坡下部的深海—次深海沉积。沉积地球化学证据表明, 米钵山组的物源具有活动陆缘及岛弧性质, 综合考虑贺兰山地区所处的区域构造背景, 物源可能来自南部的北祁连地区;生物地层表明, 大弯期末开始牙形石动物种群由华北型转向华南型, 反映了海侵方向有了明显的变化, 海水由南向北侵入, 体现了两个不同地层分区之沉积特点。故在空间上构成南北深而中段浅的强烈坳陷盆地格局。
3 结语
本文通过对奥陶纪岩石地层单位的时空分布分析, 笔者认为奥陶纪初期, 海侵进一步扩大, 海侵范围几乎含盖整个本区, 形成了以碳酸岩盐为主的台地相沉积 (马家沟组) 。大弯期末—庙坡期贺兰山南段沉积环境有了明显变化, 于马家沟组之上沉积了米钵山组, 其厚度在2000 m以上, 以碎屑岩、泥岩为主夹薄层灰岩、砾屑灰岩、角砾岩, 属次深海大陆斜坡沉积。
摘要：贺兰山地区奥陶纪地层发育良好, 特征显箸。依据形成时间, 其岩石地层序列自下而上划分为马家沟组、米钵山组2个组级岩石地层单位;出露于贺兰山中—南段, 隶属华北西缘地层分区和祁连—北秦岭地层分区。笔者认为奥陶纪初期, 海侵进一步扩大, 海侵范围几乎含盖整个本区, 形成了以碳酸岩盐为主的台地相沉积。后期沉积环境发生了明显变化, 以碎屑岩、泥岩为主夹薄层灰岩、砾屑灰岩、角砾岩, 属次深海大陆斜坡沉积。从岩石地层、地层层序、沉积相及沉积环境相演化序列总体看来, 反映了一个海侵沉积序列演化规律。
关键词：奥陶纪,岩石地层,地层层序,沉积环境,演化规律,贺兰山地区
参考文献
[1]潘桂棠, 肖庆辉, 陆松年, 等, 大地构造单元划分[J].中国地质, 2009 (1) :1-28.
[2]宁夏回族自治区地质矿产局, 宁夏回族自治区岩石地层[M], 武汉:中国地质大学出版社, 1996:4.
[3]宁夏回族自治区地质矿产局, 宁夏回族自治区地质志[M], 北京:地质出版社, 1990:278-287.
[4]白生明, 王成, 等, 1:25万吉兰泰幅 (J48C001003) 区域地质调查报告[R].银川:宁夏地质环境监测总站, 2007.
[5]白生明, 王成, 等, 1:25万银川市幅 (J48C002003) 区域地质调查报告[R].银川:宁夏地质环境监测总站, 2007.
地层沉积规律 篇2
伊通盆地是狭长的双断式盆地,沉降幅度大、物源多、构造活动强烈、储集层相变快,加上钻井少及地震资料品质较差,给研究区常规储层预测带来很大风险。现以伊通盆地新安堡凹陷古近系渐新统万昌组一段为例,对其层序不同体系域沉积前古地貌单元进行了分析,并在沉积规律认识及储层预测上取得了良好的效果,为该地区油气进一步勘探降低了风险。
1 研究区地质背景
伊通盆地位于吉林省中部,是佳木斯—伊通断裂带中的一个新生代含油气走滑断陷,是郯庐断裂的北延部分。盆地为NE走向的狭长盆地,长300km,宽10~20 km,面积约3 400 km2,包括3个一级构造单元:岔路河断陷、鹿乡断陷和莫里青断陷。
新安堡凹陷是伊通盆地的一个二级构造单元,处于二号断层的下降盘,东南部与梁家、万昌构造带相邻,西北部与大黑山接壤,东北部与波泥河-太平凹陷相接,呈北东向线性展布,东西长20~30 km,南北宽几千米到十多千米不等,面积约350 km2(图1)。沉积的地层自下而上依次为古近系始新统的双阳组、奢岭组、永吉组,渐新统的万昌组、齐家组以及新近系中新统的岔路河组,其中万昌组可进一步划分为万一段、万二段及万三段,本次研究的目的层段为万一段,目的层埋深约1 700~2 750 m。研究区勘探程度较低,目前已有探井13口,且地质条件复杂,给该区进一步勘探增加了风险。
2 古地貌研究技术方法
陆相层序由于受构造、事件沉积、气候等多因素影响,往往很难找到发育完整又易于观察的层序剖面[7,8,9]。因而,在对陆相盆地层序地层的研究中,划分、对比层序,以及建立等时格架与模式,需要新的思路和更精细有效的方法。通过井震结合,应用测井地层学[10,11,12]及地震地层学[13,14]有关知识及原理,对研究区目的层进行了三级层序地层识别和体系域划分。为了验证不同体系域沉积前古地貌分析结果及明确不同体系域沉积相平面展布,文中对三级层序的顶底界面、首次湖泛面及最大洪泛面在电脑工区内进行地震解释,并用Horizon-Horizon方式提取出万一段层序不同体系域的波形聚类图。
2.1 万一段层序体系域划分
通过对研究区及梁家、万昌构造带地震反射特征进行分析,发现:层序底界面存在削截及河道下切现象,顶界面有上超现象;在识别首次湖泛面时,发现万昌构造带上存在首次越过地形变化带的第一个湖岸上超点界面,这个上超点超覆在前一个层序顶界面之上,而这正是识别首次湖泛面最重要的标志[15];在识别最大洪泛面事,其地震反射界面常由2~3个强振幅、高连续同相轴组成,全区稳定分布并存在上覆地层的系列下超;低位体系域地震反射同相轴有明显进积特征,湖侵体系域有明显退积特征,高位体系域表现为加积及进积特征(图2)。
通过对全区层序地层分析时发现,在二号断层、万昌及梁家构造带的坡折带以上部分缺少低位体系域(图3),而湖侵体系域及高位体系域在全区都发育(图4)。
通过对全区已有探井做连井剖面对比发现:层序顶底界面在自然电位、自然伽玛及视电阻率测井曲线突然出现增大或降低;首次湖泛面是准层序叠置样式由进积式变化为退积式的转换界面(图5蓝虚线);最大湖泛面是有机质丰度高、自然电位曲线呈泥岩平直、基线、视电阻率曲线呈低幅尖刀状、锯齿状,且是准层序叠置样式由退积式变为进积式的转换面(图5红虚线)。
2.2 波形聚类原理及参数选择
地震道形状分类代表了地震信号真实的横向异常,在一定的时窗范围内,同一目的层其波形特征应该保持一致,沉积地层的任何物性参数的变化总是反映在地震道波形形状的变化上[16,17]。因此,波形聚类对研究区目的层进行沉积相归类所用原理是利用输入地震数据的波性特征,采用神经网络法,求取模型道,划分地震相。
剖面位置见图1中的A-A’及B-B’线
此次提取各体系域的波形聚类图选择的是Horizon-Horizon方式,因此聚类分析方法只能用频谱聚类分析方法。在选择用于训练神经网络采样的数据时,由于研究区是一个较大的测区,为减少计算时间,每四道抽出一道建立网络培训数据。因为如果间隔选的太大,比如超过10×10,那么一些重要的特征就会被忽略掉。在最大迭代次数选择上,正常情况下该神经网络大约在10次迭代后就收敛到实际结果的80%。在实际应用中10~20次迭代已确保较好的分类,但对于最终解释最好选用20~40次迭代,以保证网络收敛最佳。在对不同体系域的波形进行分类可知:分类数大,结果过于详细,分类数小,结果过于粗糙,超过15~20类,通常是很难解释的。为了达到最佳分类效果,通过计算机对不同体系域进行聚类数分析质控来判断可知:根据判别原理,曲线从快速下降到快速上升的转折点为最佳分类数,因此低位体系域分类数为9最适宜(如图3);同理湖侵体系域最佳分类数为10;高位体系域最佳分类数为11。
3 层序地层沉积规律研究
层序地层学提高了地层等时性对比精度,也提供了可供古地貌分析的标志,具体包括:(1)层序界面的形成伴随着剥蚀夷平、水道下切、构造抬升等古地貌改造作用;(2)层序的样式、层序-体系域的平面分布及削截、超覆尖灭、进积、退积等地震反射特征也受古地貌的直接影响。因而,层序地层提供了可供古地貌分析的信息[18]。在古地貌对层序地层沉积控制规律研究上,主要采用了三级层序不同体系域沉积前古地貌对其沉积控制作用,并结合波形聚类对分析结果进行验证。
3.1 低位体系域沉积前古地貌分析
由低位体系域沉积前古地貌图(图6)可知:古地貌单元主要包括凸起、斜坡、洼陷、古隆起、古沟谷及古坡折。在低位体系域发育时期,湖平面出现快速下降,许多古凸起出露地表而遭受剥蚀,因而物源供给较为充足(图7红色部分);在这一时期,由于受湖退的影响,研究区边缘相域的可容纳空间比湖平面快速上升的可容纳空间小,因而,靠盆地中心方向沉积物体积增加(图6黑色部分);同时,凹陷内万一段层序底界面大范围出露地表,容易受河道下切影响形成大型古沟谷(图2)。研究区2号断层为一同沉积断层,在快速湖退时期,容易形成断裂坡折,而古坡折又是砂体聚集、沉积的有利场所[19],因此,在断裂坡折带下很容易发育储层。凹陷内发育一条近南北方向的古隆起,对东西物源起阻挡作用,也是物源交汇区。
结合波形聚类图(图7)可知:研究区古隆起主要分隔1号、3号及4号物源;低位体系域时期,物源最为充足,1、2、5号物源主要来自东南缘,其中5号物源是从东南缘通过河道运移到二号断层沟谷处,再经沟谷运移到凹陷内,但沉积规模相对较小;3、4号物源主要来自西北缘,其中4号物源也是通过河道运移到沟谷处,但此处沉积主要以这种方式为主。梁家及万昌构造带发育明显的斜坡(图6从红色逐渐向绿色过渡),通过波形聚类可看出两边物源沉积相平面展布特征的不同。4号物源位于大型沟谷处,在断裂坡折、物源及断层的有机配置下,4号物源成为油气聚集的最有利区,所钻的2口探井(图5中昌A井)也已证实其低位域砂体含油。
3.2 湖侵体系域沉积前古地貌分析
由湖侵体系域沉积前古地貌图(图4)可知:古地貌单元主要包括凸起、洼陷、古沟谷;由于受“填平补齐”的影响[20],湖侵体系域沉积前的古地貌变得逐渐不明显,原来的断裂坡折、古隆起、洼陷及斜坡已消失,沉积中心也由原来的两个缩小到范围很小的一个。在湖侵体系域发育时期,湖平面快速上升,许多古凸起在湖平面以下,因而物源供给减少(图8红色及黑色部分);在这一时期,由于受湖进的影响,研究区边缘相域的可容纳空间比湖平面快速下降的可容纳空间大,从而向盆地边缘方向增加了储存沉积物的能力,引起了堆积在盆地边缘相域的沉积物体积的增加(图7红色部分相对图5范围明显增大)。万昌构造带与梁家构造带之间发育一条近东西向的狭长古沟谷,由于古沟谷带提供的潜在可容纳空间比相邻其他地方要高,因而可能成为沉积物优先堆积区。
结合波形聚类图(图8)可知:湖侵体系域时期,物源减少,物源主要来自东南缘,而西北缘物源基本不发育(图5)。东南缘1号及2号物源的平面沉积相规模相对图7来说整体变小;3号物源主要受沟谷影响,使万昌构造带在湖侵时出现“不退反进”的现象(图6红色部分);4号及5号物源主要来自东南缘经河道运移到二号断层沟谷处,其中5号物源处于沉积中心处,沉积相和其他物源明显不同(图6黑色部分)。
3.3 高位体系域沉积前古地貌分析
由高位体系域沉积前古地貌图(图9)可知:古地貌单元主要包括凸起、斜坡、古隆起;继续受“填平补齐”的影响,高位体系域的古地貌基本没有大的起伏特征(图9绿色部分),也没有明显的沉积中心。凹陷内发育一条规模很小连接南北的古隆起,把凹陷分成了东西两区。在高位体系域发育时期,湖平面缓慢下降,部分古凸起再次出露地表,物源供给开始增多(图9红色及黄色部分)。在这一时期,由于再次受湖退的影响,盆地边缘可容纳空间开始逐渐减小,因此,运移到盆地中心及西北缘的沉积物体积开始逐渐增加(图9绿色部分为最深处)。
结合波形聚类图(图10)可知:物源以西北缘为主、东南缘次之(图6红色及黄色部分),东南缘物源在斜坡部位呈零星分布。由于5号物源受持续供源的影响,当其到达古隆起位置时,会对沉积物的搬运起到阻挡作用,使沉积物在其附近堆积,当沉积到一定厚度时,物源会转而向东南方向推移(图10红色箭头)。
4 结论
(1)低位体系域沉积前古地貌单元种类最多、物源也最为充足,此时古地貌处在演化初期,形态特征较为明显,对沉积作用的影响也最为明显和直接;在进行低位体系域沉积前古地貌分析时,应重点分析古地貌单元,以及不同时期它们在时空上的耦合关系,这样对寻找万一段有利储层将起到推动作用。
(2)湖侵体系域沉积时期,由于受填平补齐的影响,其沉积前古地貌形态开始变的不明显,在发育的狭长古沟谷单元中,由于提供的潜在可容纳空间比相邻地方要高,因而成为沉积物堆积的优选区,受其影响,在万昌构造带,沉积物体积分配并没有向其他地区一样严格遵循边缘向盆地方向推进或中心向盆地边缘退缩的原理;受湖平面快速上升的影响,物源急剧减少,此时储层主要集中在古沟谷以及梁家、万昌构造带的高部位。
(3)高位体系域沉积时期,由于继续受到填平补齐的影响,凹陷内沉积前古地貌形态特征基本已消失,唯一发育的一条小型古隆起对西北缘西区物源起到阻挡作用;同时受湖退的影响,此时期物源开始增多,且主要以西北缘为主,东南缘次之,因而寻找储层应偏向西北缘概率更大。
摘要：为弄清古地貌对伊通盆地新安堡凹陷古近系万昌组一段层序地层发育时沉积控制规律,首先应用层序地层学原理把万昌组一段划分为完整的三分体系域,即低位体系域、湖侵体系域和高位体系域,然后对不同体系域沉积前的古地貌进行分析,预测其物源方向及沉积物搬运路径,最后结合波形聚类明确了不同体系域沉积相平面展布。认为:低位体系域沉积时期,物源最为充足,沉积物体积向盆地中心方向增加,砂体在全区都较发育;湖侵体系域沉积时期,物源开始减少,沉积物体积向盆地边缘方向增加,砂体在凹陷的东南缘较为发育;高位体系域沉积时期,物源开始增加,沉积物体积向盆地中心及西北缘方向开始增加,砂体在凹陷的西北缘较为发育。
地层沉积规律 篇3
金海洋矿区位于华北克拉通盆地西北侧, 随着煤炭开采工作的深入, 亟需加强对煤层形成及赋存规律的研究。该矿区含煤岩系形成于多种沉积体系, 研究此沉积体系的特征, 厘清沉积体系类型、古地理环境及其时空演化, 对揭示矿区煤聚规律、确定煤层编号、指导煤层对比具有重要意义[1,2,3,4,5,6]。
本文以马营山岱马路露头剖面为研究对象, 对该剖面岩性特征、古生物特征、微量元素以及不同层位岩石的粒度等方面进行分析, 确定该剖面的重要层位, 并对研究区含煤岩系沉积环境进行了研究, 以期为掌握成煤期煤层展布规律提供一定的参考。
1 剖面概况
该剖面位于金海洋矿区东部, 植被稀少, 岩石裸露, 含煤地层发育较完整, 其岩石地层单位包含了本溪组、太原组和山西组的全部地层。该剖面石炭—二叠系不整合覆于奥陶系碳酸盐岩地层之上, 底部发育有晚石炭世本溪组, 主要为碳酸盐岩和硅质碎屑岩沉积, 含煤线;本溪组之上为主要含煤地层—晚石炭世太原组, 共发育7层煤层, 其中有主采煤层2层;剖面顶部为早二叠世山西组, 主要由陆源碎屑岩组成, 含1层主采煤层。
2 沉积特征分析
2.1 岩性特征
该剖面太原组含煤地层以灰色、灰黑色为主, 底部偶见菱铁矿, 其形成于10~50 m水深的浅海区。同时野外观察表明, 太原组底部11号煤顶板岩石中含有大量的层状分布的黄铁矿, 指示了原始沉积特征, 表明当时沉积水体属滞流—还原环境。山西组底部岩石颜色较深, 向上逐渐沉积浅色砂岩, 氧化作用进一步增强。
原生的层理和层面构造, 是不同沉积相最重要的标志。如水平层理反映了水流较平静的潮坪、湖泊、沼泽和深海等沉积环境;缓波状层理多出现在三角洲间湾沉积的粉砂岩中;楔形交错层理一般表明三角洲的分流河道沉积;而大型低角度楔形层理则往往表示海滨 (海滩) 沉积环境:野外剖面层理辨别较清晰的地层在太原组上段, 发育有厚层的板状交错层理 (图1) , 该段沉积厚度较大, 同时依据粒度分析的结果, 认为该段为三角洲环境下的河口砂坝沉积。太原组底部至11号煤层附近, 沉积构造多以平行层理为主 (图2) , 且该段为含煤地层, 推测太原组底部至11号煤层, 研究区多接受潟湖潮坪沉积, 同时伴有泥炭沼泽环境的发育。
2.2 古生物特征
金海洋矿区动物化石种类繁多, 主要集中在暗色泥岩和灰岩中, 主要化石种类有蜓类、腕足类、双壳类、腹足类、有孔虫、海百合茎以及珊瑚等[7,8]。由剖面岩样的镜下观察可知, 太原组底部的灰岩中含有蜓类化石, 指示太原组底部沉积时处于浅海环境, 研究区在晚石炭世早期可能沉积一套厚度较大的灰岩, 此对整个地区沉积环境的分析和岩相古地理的判断均有一定的指导意义。
2.3 微量元素特征
沉积物沉积过程中, 沉积物与介质间存在复杂地球化学平衡。因而随着沉积环境物理化学环境的不同, 沉积物中微量元素富集程度也不同[9]。基于此, 对取自该剖面的11个岩样微量元素进行分析, 结果表明:w (Fe) 、w (Ti) 受海侵影响明显, 含量变化与海侵期次一致, w (P) 与海水进退也呈一致关系。w (Fe) 和w (Ti) 的含量变化, 基本反映了石炭二叠纪金海洋矿区沉积环境的变化及在太原组成煤期发生2次明显的海水进退, w (P) 含量随着海水侵入不断增大至0.015%以上, 随着海水南撤陆相占据主导地位后数值逐渐减小。太原组最主要9号煤层便形成于2次海水侵入间一次大规模海侵之后的时期 (图3) , 到6号煤之后一直是海退, 至太原组后期及山西组时期基本转为陆相沉积。
2.4 粒度分析
根据薄片粒度法, 对采自该剖面的26个薄片进行了测量统计。研究表明, 区内砂岩粒度曲线形式包括一段式、两段式和三段式, 基本变化趋势自下而上由简单的一段式向复杂多段式变化, 表明沉积环境逐渐变化。该剖面薄片主要粒度曲线特征如下:
(1) 单一直线型。该类曲线由单一的直线段组成, 此曲线类型说明粒度的分布为正态分布。该曲线斜度60°左右, 在较窄区间内延伸, 最大粒径为2.00 mm, 与普遍的一段式浊流沉积不同, 通过与典型曲线比对分析[10,11], 与天然堤曲线相似度最高。天然堤曲线基本上由单一悬浮总体组成, 粒度普遍较细, 这种沉积主要是悬浮物质沿支流两侧, 因流速突然降低而急速沉积造成。结合野外剖面观察, 6号薄片采自太原组下部, 其沉积体系属于障壁潟湖潮坪沉积体系, 故推测6号薄片岩石可能形成于水下天然堤。16号采自太原组顶部, 此时处于海陆交互相下的三角洲沉积体系, 故16号薄片岩石形成环境可能为天然堤。
结合两段型曲线, 2、20号薄片曲线截点大致在Ф2.5 mm, 次总体主要以悬浮为主, 悬浮总体含量大于80%, 曲线斜率后者较大 (2号采自太原组底部, 20号采自太原组上部) 。经分析认为, 2号曲线形式与低潮坪环境下的曲线形式类似, 但缺失一个推移总体。跳跃总体的分选好, 粒度区间窄, 其原因是因为缺乏强水流, 悬浮总体含量高跟物源有关, 形成环境可能为潮坪环境, 其悬浮总体含量很高。20号可能形成于支流河口沙洲环境, 其悬浮质含量高可能是由于当时河流本身含悬浮质高, 也可能是由于当时三角洲体系滨线上波浪能较小, 无法搬运粗颗粒物质。
(3) 三段式。区内主要层位岩石样本薄片分析累计概率曲线还发育有典型的三段式曲线类型。根据截点位置, 主要为下三段式曲线, 即在跳跃总体的粗端存在一个分选性差的牵引次总体。区内比较典型的为11号薄片, 在截点Ф1.00 mm附近存在一个牵引次总体, 反映了水动力条件不稳定, 其细粒部分斜度较陡, 推测应为河流相沉积作用形成, 属于分流河道相。根据36个薄片的粒度特征, 由此可得砂岩样品的C-M图 (图4) 。从图4中可看出主要粒度集中分布在P和Q之间, 即悬浮和滚动段;其次分布在R和S之间, 即均匀悬浮段;此外少量分布在Q与R之间, 即递变悬浮段。P和Q之间代表悬浮沉积和小比例不影响中位数的滚动沉积, 这一段理论上表明由紊流转变为推移搬运的转折点情况。R和S之间为均匀悬浮, 一般位于递变悬浮之上, 其分选性较好。O和R之间特点是沉积物一般呈悬浮状, 粒度和浓度向上方规则下降。根据C-M图基本可以确定本区沉积物主要以悬浮搬运作用为主, 推移搬运量较少, 其环境主要为海岸环境, 存在着陆相河流作用。
3 沉积环境分析
综合所取样品的概率累积曲线特征及样品发育层位, 典型剖面沉积建造可分为4种沉积体系、8类沉积相, 即浅海碳酸盐台地沉积体系、障壁潟湖潮坪沉积体系、曲流河三角洲沉积体系和河流湖泊复合沉积体系, 发育有台地、潟湖、潮坪、潮道、障壁岛、三角洲、河流和浅水湖泊等类型的沉积相, 该区主要经历了陆表海滨岸环境—海陆过渡环境—陆相环境的转变。
在上述基础上, 结合前人研究成果可知:该区早期受到本溪期海侵作用影响, 海流作用仍然存在, 太原组底部3号样品中发现有大量的蜓, 海百合茎、苔藓虫、有孔虫等有力地证明了此结论。随着北部阴山古陆抬升及西北部地壳的抬升, 发生海退, 但此时的海退规模较小, 局部地势的圈闭可能形成了大小不一。彼此分离的潟湖及沼泽, 与陆地联通区则形成潮三角洲及潮道环境, 此时应为太原组主要成煤期, 随着地壳进一步抬升, 海水退却, 前期的浅海相环境 (包括潟湖、潮道、潮间等) 发生改变, 转变为以陆内河流作用为主, 根据砂岩等值线图[7]分析, 此时物源区为北部, 西北部高地, 由于河流作用受季节性及区域性作用影响显著, 从而导致该研究区发育的煤系地层厚度不均, 局部钻孔未见煤。
4 结论
基于剖面岩性特征、古生物特征、微量元素以及对不同层位岩石的粒度分析, 综合研究所取剖面样品的概率累积曲线特征及样品发育层位, 主要取得了以下成果。
(1) 含煤地层太原组岩石颜色以灰色、灰黑色为主, 沉积环境以还原环境为主, 山西组底部岩石颜色较深, 向上逐渐沉积浅色砂岩, 氧化作用增强;w (Fe) 、w (Ti) 受海侵影响明显, 含量变化与海侵期次一致, w (P) 与海水进退也呈一致关系;区内砂岩粒度曲线形式包括一段式、两段式和三段式, 基本变化趋势自下向上由简单的一段式向复杂多段式变化, 表明沉积环境逐渐变化。
(2) 金海洋矿区的含煤岩系主要为石炭系太原组和二叠系山西组, 包括浅海碳酸盐台地沉积体系、障壁潟湖潮坪沉积体系、曲流河三角洲沉积体系和河流湖泊复合沉积体系, 发育有台地、潟湖、潮坪、潮道、障壁岛、三角洲、河流和浅水湖泊等类型的沉积相。
摘要：为揭示研究区含煤地层沉积特征, 以马营山岱马路露头剖面为研究目标, 基于剖面岩性特征、古生物特征、微量元素以及不同层位岩石的粒度分析, 结果表明, 剖面沉积建造可分为4种沉积体系、8类沉积相类型, 即浅海碳酸盐台地沉积体系、障壁潟湖潮坪沉积体系、曲流河三角洲沉积体系和河流湖泊复合沉积体系, 发育有台地、潟湖、潮坪、潮道、障壁岛、三角洲、河流和浅水湖泊等类型的沉积相, 含煤地层主要经历了陆表海滨岸环境—海陆过渡环境—陆相环境的转变。
地层沉积规律 篇4
CFG桩是水泥粉煤灰碎石桩的简称, 它是由水泥、粉煤灰、碎石、石屑或砂加水拌和形成的高粘结强度桩, 和桩间土、褥垫层一起形成复合地基。由于桩体的强度和模量比桩间土大的多, 在荷载作用下, 桩顶应力比桩间土表面应力大, 桩可将承受的荷载向较深的土层中传递并相应减少了桩间土承担的荷载, 这样, 由于桩的作用使复合地基承载力提高, 变形减小。因其充分利用桩间土和桩共同作用的特有优势和相对低廉的工程造价, 在地基处理工程中得到广泛的应用。
1 工程实例
某住宅楼工程, 设计高度42.0m, 地上14层, 地下1层, 楼长49.76m, 宽16.96m, 采用异形柱结构、筏板基础, 基础埋深为自然地坪下3.40m。根据上部结构设计要求, 基础底面地基承载力特征值需达280kPa、地基沉降量小于80mm, 而该工程岩土工程勘察结果显示:基础持力层———第 (2) 层新近代沉积粉质黏土和第 (5) 层粉土, 其承载力特征值分别为120kPa、150kPa, 均不能满足设计要求, 且天然地基沉降变形较大, 亦不能满足设计对变形的要求, 需进行地基加固处理。
2 地质情况
拟建场地的地貌类型为山前冲洪积平原, 场地平整, 在场地内着一条古沟槽, 其范围约占整个拟建场地的2/3, 其内沉积第 (2) ~ (4) 层, 为新近代地层, 古沟槽南北向延伸, 切割 (或冲蚀) 第四系全新统冲洪积地层——— (5) 层粉土、 (6) 层粉质黏土及部分 (7) 层粉质黏土。本场地地质条件较为复杂, 因古沟槽内土层沉积时间短, 物理力学性能差, 土层的厚度、范围及层底起伏变化等情况, 导致整个地层不稳定, 工程性能差。工程地质情况详见表1。
拟建场地地层特征为:杂填土层 (Q41ml) , 以粉土为主, 湿, 含碎砖、灰渣等, 该层整场地分布, 层厚为1.00~1.50m; (2) 层, 新近代沉积粉质黏土层 (Q41al+pl) :褐色, 局部为灰褐色或灰色, 含少量小姜石、小螺壳及碎青砖块, 夹粉土团块, 底部夹有厚约0.20m的朽木、腐殖质, 呈可-硬塑状态, 为中压塑性土。层厚为3.00~4.80m; (3) 层, 新近代沉积粉土层 (Q41al+pl) , 褐色-灰褐色, 湿, 中密-密实状态, 含砂质, 局部为粉细砂, 为中压塑性土层, 层厚为1.20~1.60m; (4) 层, 新近代沉积粉细砂层 (Q41al+pl) , 稍湿-湿, 稍密状态, 易塌孔, 底部颗粒稍粗, 层厚为0.80~1.20m; (5) 层, 粉土层 (Q4al+pl) , 褐黄色, 湿, 密实状态, 含少量小姜石、铁锰染, 底部含水量大, 为中压塑性土层, 层厚为4.50~5.20m; (6) 层, 粉质黏土层 (Q4al+pl) , 褐黄色, 软塑状态, 含少量小姜石, 为中等偏高压塑性土层, 层厚为1.00~1.20m; (7) 层, 粉质黏土层 (Q4al+pl) , 褐黄-灰白色, 可塑状态, 含少量小姜石, 为中压塑性土层, 层厚为1.20~1.50m; (8) 层, 粉土层 (Q4al+pl) , 褐黄色, 稍湿-湿, 密实状态, 含少量小姜石、铁锰染, 底部含砂粒、黏粒, 为中压塑性土层, 层厚为2.00~2.50m; (9) 层, 中砂层 (Q4al+pl) , 稍湿, 中密状态, 底部颗粒稍粗, 层厚为3.90~4.40m。
中砂层以下地层为Q3地层, 以硬塑或坚硬状态的粉质黏土为主, 深度可超过100.0m, 均为良好的桩端持力层。
本场地的地层剖示意图可见图1。本场地在勘探控制深度范围内的初见水位埋深为16.50~16.90m, 稳定水位埋深为15.40~15.70m, 属潜水。
由此可见, 该场地地基持力层承载力大小不一, 厚度变化较大, 为不均匀地基, 且 (3) 层、 (5) 层土的承载力特征值均不能满足上部结构的设计要求, 需进行地基处理。
3 地基处理方案的选取
根据本场地工程地质条件及水文地质条件, 以及设计对地基承载力和变形的要求, 可选用复合地基或桩基础进行地基处理。
3.1 选择地基处理方案的原则
(1) 在满足设计对地基承载力和变形要求的同时, 能消除地基土的不均匀性; (2) 技术优化, 满足工期要求; (3) 经济合理。
3.2 地基处理方案
方案一:采用夯实水泥土挤密桩复合地基夯实水泥土挤密桩能有效地提高地基承载力和减小变形, 施工简便, 工期短, 质量容易控制, 造价低, 经济效益显著等优点。但夯实水泥土桩的缺点也不容小觑, 桩体本身强度低, 一般为3~5MPa, 很难满足高层建筑物的要求, 且受本身施工机械的限制, 当桩长超过6.00m时, 施工速度明显降低, 造成工期延长、造价提高等。在本工程中, 由于 (4) 层新近代沉积粉细砂为稍湿-湿, 稍密状态, 易塌孔, 当桩端落在或穿过 (9) 层中砂时, 无论成孔或夯实, 易塌落的粉细砂与中砂皆可造成桩长不足或桩体不连续, 影响桩的质量。
方案二:采用CFG桩复合地基CFG桩能有效地提高地基承载力和减小变形, 施工速度快, 桩体本身强度高, 一般为8~20.0MPa, 最高可达25.0MPa, 能满足高层建筑物的要求。在本工程中, 采用长螺旋钻机管内泵压混凝土的施工工艺, 即可避免 (4) 层新近代沉积粉细砂和 (9) 层中砂对桩产生的影响。
方案三:采用钻孔灌注桩钻孔灌注桩具有承载力高, 沉降速率低, 沉降量小而且均匀等优点。本工程亦可采用长螺旋钻机管内泵压混凝土的施工工艺, 即可避免 (4) 层新近代沉积中砂和 (9) 层中砂对桩产生的影响, 但对于14层的高层建筑物而言, 采用钻孔灌注桩成本明显偏高, 不经济。
通过对上述三种方案的分析、比较, 决定对该古沟槽采用CFG桩复合地基进行加固处理。
3.3 布桩
本工程采用筏板基础, 可按满堂红形式布桩。
(1) 古沟槽沉积地层内:设计桩径400mm, 设计桩长8.50m (保护桩长为0.50m) , 有效桩长为8.00m, 桩间距为1.25m。
(2) 正常沉积地层内:设计桩长为8.00m, 有效桩长为7.50m, 桩间距为1.45m。
(3) 由于拟建建筑物基础坐落在古沟槽与正常沉积两种不同的地层上, 为使CFG桩在两种不同的地层上平缓过渡, 故在与古沟槽相邻的正常沉积内地层布置的第一排桩, 纵向间距为1.25m, 横向间距为1.45m, 设计桩长8.50m;第二排桩, 纵向间距为1.25m, 横向间距为1.45m, 设计桩长7.50m;从第三排桩始, 按正常沉积地层内桩间距布置。
(4) 本工程共布置CFG桩605棵, 古沟槽与正常沉积地层的实际面积置换率分别为8.2%、6.2%。经计算, CFG桩的桩体强度为C15。
4 完成工作量及质量检测
4.1 工作量
本工程采用长螺旋钻机钻孔, 管内泵压混凝土的施工工艺。实际完成CFG桩605棵, 其中, 设计桩长为8.50m的443棵, 设计桩长为8.00m的162棵, 总延米数为5061.5m, 混凝土为636m3。
4.2 质量检测
(1) 按规范要求, 随机抽取总桩数20%的桩进行低应变动力试验, 检测结果表明桩体完整, 均为Ⅰ、Ⅱ类桩, 施工质量合格。
(2) 根据供水相关规范要求, 按总桩数的0.5%~1%进行复合地基静载荷试验, 随机抽取6棵桩进行试验, 其中, 布置在正常沉积地层内2棵, 布置在古沟槽沉积地层内4棵, 试验结果表明单桩复合地基承载力特征值均≥280kPa, 正常沉积地层内单桩复合地基静载试验在荷载为280kPa时对应的最终最大沉降量为23.32mm, 古沟槽沉积地层内单桩复合地基最终沉降量最大值为41.65mm。复合地基承载力满足设计要求, 地基土变形基本均匀。静载荷试验结果可见表2。
5 结语
(1) 对古沟槽沉积地层的处理, 以安全、经济、满足设计要求为指导方针, 采用CFG桩进行地基加固处理, 根据古沟槽沉积地层的埋深、厚度、范围、层底起伏变化情况等, 并结合建筑物的等级、特点等综合考虑。在古沟槽沉积地层和正常沉积地层内各自采用了不同的面积置换率、桩长、桩间距, 取得了理想的加固效果, 在提高地基承载力、减小地基变形的同时, 也消除了地基土不均匀性的隐患。
(2) 地基处理完毕后, 建议上部结构施工时应在正常沉积地层与古沟槽沉积地层分界处设立沉降缝。
摘要：本文介绍了处理古沟槽沉积地层时, 依据古沟槽与正常沉积地层各自的不同情况, 利用CFG (Cement Fly-ash Grave) 桩采用不同的置换率、桩长、桩间距进行加固处理, 在满足设计地基承载力和变形要求的同时, 消除地基土的不均匀性。
关键词：CFG桩,古沟槽,处理
参考文献
[1]赵志高.有限元法在基础不均匀沉降引起的结构受损分析中的应用[J].南通职业大学学报, 2010, (04) :114-116
[2]王宗年, 李志刚.某教学楼裂缝原因分析和安全性检测鉴定[J].兰州工业高等专科学校学报, 2010, (04) :27-30
[3]朱建良.夯扩桩的设计及工程应用体会[J].河北工程技术高等专科学校学报, 2007, (03) :10-12
地层沉积规律 篇5
1 古近系构造层
古近系与下伏地层角度不整合接触, 其中沙四段~孔店组为滨浅湖~半深湖相沉积, 局部地区具有一定的生油能力;沙三段、沙一段为深湖~半深湖~滨浅湖相沉积, 暗色泥页岩及油页岩发育, 是下第三系的主要烃源岩系;沙二段、东营组为河流相沉积, 为一套红色砂泥岩建造, 不具生烃条件。新近系 (上第三系) ~第四系厚约1200~1500m, 为一套河流相沉积。
就地震反射特征而言, 古近系构造层由一套特征变化大、韵律好的密集反射波系组成, 它们是T2 (沙一底) 、T4 (沙三上亚段底) 、T7' (沙三段底) 、T7 (沙四段底) , 其中T7'是控制下第三系深层的主要标准层。
T2波组一般由2 个强相位组成, 高频强振幅, 连续性好, 本区除高唐凸起、土桥潜山外均有分布, 洼陷边缘具明显的剥蚀现象, 与第一构造层呈角度不整合接触。T4波组在本区表现为两相位, 洼陷内部连续性较好, 分布范围较T2稍小。T7'波组一般由2—3个强相位组成, 中~低频, 具振幅变化大的特点, 洼陷区振幅强, 连续性好, 洼陷边缘及正向二级构造带振幅衰减, 连续性差, 分布范围与T2大致相同, 在凹陷边缘与下伏地层呈局部不整合接触, 在洼陷内的T7'波阻相当于沙三下段油页岩集中段反射。T7波组反射品质较差。除部分深洼陷区外, 大部分地区不能连续追踪, 在凹陷边缘, 与上覆地层呈不整合接触。
2 古近系断层活动对地层沉积的控制作用
临清东部在此时期进入了断陷盆地发育阶段, 断层活动强, 数量多, 这些断层相互切割, 形成复杂的断裂系统。主断层可分为NE、NW和SN向三组。NE向断层是本区分布最广, 数量最多的一组断层, 反映了两洼陷区域主应力场的一致性。NE向和NW向断层是控制该洼陷东向分带的主要断层, 这些主要断层发育时间早、活动时间长、落差大、延伸远, 控制着新生代地层的展布。EW向断层多为三级~四级派生断层, 落差一般较小, 控制局部构造和圈闭的发育。另外此时多个次级洼陷也相继发育。地层沉积也是典型的断陷沉积, 地层沉积呈现南厚北薄, 东厚西薄的特点。首先我们通过平衡剖面法, 厘清了临清东部在古近系不同时期的构造演化特点和规律.并据此分析了不同时期地层在平面上的的沉积展布情况。
2.1 孔店~沙四期
此时除了宁津和兰聊还在活动以外, 一些次一级控凹断层和大部分二级控洼断层、三级断层也开始活动, 此时沿下降盘发育了多个沉积和沉降中心。德南、禹城、沈庄、梁水镇等洼陷已开始形成, 洼陷的最大沉积厚度超过了2000米, 而此时堂邑东西断层在部分段还未开始活动, 因此在凸起上面局部发育了孔店和沙四的地层。
2.2 沙三~沙二期
沙三~沙二期为本区断层活动最为强烈的时期, 研究区内各次级洼陷进一步发展, 但整体沉积厚度略小于孔店~沙四期, 南部较北部沉积厚度大, 冠北洼陷最大沉积厚度大于1600m。由于此时堂邑两个方向的断层处于同沉积的状态, 所以堂邑突起的高部位也发育了局部的一些沙二三的地层。
2.3 沙一~东营期
沙一到东营期, 研究区内所有断层活动性普遍降低, 并有多条的断层已经停止活动, 因此在沉积格局整体具有披覆性的特点。此时地层沉积厚度相差不大, 最大的仅600m, 沉积、沉降中心数量较前期都有所减少, 规模也变小, 但是堂邑凸起上沉积地层的范围却沙二三有所扩大。
3结论
临清东部古近系地层沉积相对较薄, 次级洼陷发育演化则表现出早发育, 早结束的特点:临清东部次级洼陷主要的发育及形成期为孔店~沙四期, 各次级洼陷分割强, 沉积中心、沉降中心数量多、深度大, 受断层控制作用明显, 地层沉积厚度大;沙三~沙二期为济阳坳陷古近系洼陷的主要形成发展期, 但就临清东部而言, 由于该时期大多数断层均表现出同沉积性质, 因此分割性已有所降低, 沉积中心、沉降中心数量较孔店~沙四期也急剧减少, 沉积厚度也相对较薄;到了沙一东营期, 临清东部主要是披覆沉积为主, 沉积中心基本不明显, 面上的地层沉积厚度也比较均匀。而邻区的济阳坳陷直到东营末期才表现出这种特征。
参考文献
[1]冯有良, 陈景达.临清坳陷东部中、新生代构造演化特征.复式油气田, 1997, 2:50~55
[2]李德生.渤海湾含油气盆地的地质构造特征与油气田分布规律.海洋地质研究, 1981, 1:1~8
地层沉积规律 篇6
关键词：普光地区,须家河组,均方根振幅,沉积微相
1 区域地质背景
普光气田构造位于四川盆地川东断褶带黄金口构造带普光~双石庙北东向构造带的北端, 介于大巴山推覆带前缘断褶带与川中平缓褶皱带相接之间。陆相地层整体上可分为东部洼陷带、挤压隆起带和西部洼陷带三个亚构造带。东部洼陷地层整体向西南抬升, 北低南高、东低西高。西部洼陷地层向隆起带方向抬升。
2 地层发育特征
须家河研究区内沉积厚度在470m至640m之间, 受印支早幕、晚幕运动的影响厚度变化较大。须家河组分为六段, 二、四、六段以砂岩为主, 一、三、五段以泥岩为主。须一段与下覆雷口坡组顶层呈平行不整合接触, 一般发育一套暗色泥质岩类。须二段主要发育一套巨厚层灰色、浅灰色砂岩。须三段以暗色泥质岩类为主。须四段岩性以灰色、浅灰色砂岩为主。须五段以泥质岩为主, 主要为深灰色泥岩、粉砂质泥岩。须六段岩性主要为灰色砂岩、粉砂岩。
3 沉积相分析
3.1 沉积相划分
通过野外典型地质剖面观察分析, 结合区域沉积背景和前人的研究资料, 充分利用钻井资料 (录井资料、岩芯、实验分析资料、测井资料) 研究表明, 普光地区须家河组属三角洲沉积环境。储层物性相对较好为分流河道和水下分流河道微相, 平均孔隙度一般在2.5%以上, 平均渗透率一般在0.04×10-3μm2以上。储层物性较差的是分流间湾和河漫沼泽, 孔隙度一般在2.5%以下, 平均渗透率一般在0.01×10-3μm2以下, 属于非储层。
3.2 地震属性提取与沉积相分析
利用地震属性来进行储层参数、沉积微相研究等, 发展了许多方法技术。目前, 从地震数据体中能够提取振幅类、频率类、相位类、极性、阻抗等近十类地震特征参数。大量油气勘探实践表明, 油气储层性质与地震属性之间确实存在某种统计相关性。
由于地震属性与预测对象之间关系复杂, 不同地区及不同储层对预测对象敏感的地震属性不完全相同, 均方根振幅对普光陆相地层的沉积微相表现最好。由于储层主要发育在须二段、须四段和须六段, 因此本文主要对这三段地层沉积微相进行分析。研究表明, 须二段、须六段地层用均方根振幅的低值较有效, 须四段用均方根振幅的高值较有效。
3.2.1 须二段沉积微相分布特征
须二段岩性大致分为三段, 上部和下部为砂岩发育段, 中间发育一段泥岩。砂岩段主要为水下分流河道沉积微相, 部分地区发育河口坝微相, 沉积巨厚层砂岩。
从平面展布特征来看, 河流方向与北东向的物源方向一致 (图1) , 暖色调代表砂岩占有绝对优势, 与实际钻井情况吻合程度高, 相对能量较高的冷色调区域代表泥岩占绝对优势, 表明处于水下分流间湾的沉积环境;局部地区含有少量煤线 (回注1井) , 反应沼泽沉积环境。总体上而言, 须二段主要以辫状河三角洲的水下部分为主, 有利的储层发育区以水下分流河道微相为主, 主要分布在研究区东北、东南以及西南地区。
3.2.2 须四段、须六段沉积微相分布特征
须四段和须六段岩性以深灰色、灰色细砂岩、泥质砂岩、灰白色石英砂岩为主, 部分地区须四段底部常发育有杂色砂砾岩。
须四-须六段沉积时, 受印支中幕安县运动的影响, 伴随着米仓山隆起, 湖盆开始萎缩, 普光地区逐渐抬升, 部分井的须四段底部均发育有厚薄不等的砾石沉积, 说明该区已隆升为三角洲平原亚相环境。主要的沉积微相是分流河道微相。
须四段地层的暖色区域代表高能量段 (图2) , 主要是因为须四段地层普遍含有煤层或煤线, 而泥岩含量也相对须二段和须六段较高, 这种岩性的差异会导致其振幅能量相对较强, 反而使得含有优势岩性的区域能量较低。而须六段暖色区域代表的是低能量区域, 砂岩占绝对优势, 因此能量偏低, 但在普陆1井区域, 砂泥岩比例接近于1:1, 因此振幅能量较高, 在平面图上呈现为冷色调区域 (图2) 。须四段有利微相区域呈北西-南东向分布在工区的回注1井至东岳1井的南部及西南部区域。须六段分流河道微相主要分布于工区的东北及南部地区, 呈北西-南东向条带分布。
4 结论
通过提取均方根振幅进行沉积微相研究认为, 普光地区须家河组须二段主要为水下分流河道和水下分流间湾微相, 须二段有利的储层发育区分布在东北、东南以及西南地区;须四段和须六段主要为分流河道和分流间湾微相, 须四段储层发育区呈北西-南东向分布在回注1井至东岳1井的南部及西南部区域, 须六段储层发育区呈北西-南东向条带分布于东北及南部地区。
参考文献
[1]马永生等.四川盆地普光超大型气田的形成机制[J].石油学报, 2007 (2)
[2]唐群英等.川东北普光地区须家河组裂缝特征描述[J].岩性油气藏, 2012 (2)
[3]王金琪等.川西坳陷须家河组气藏再认识[J].天然气工业, 2002 (2)
地层沉积规律 篇7
深井盆地位于中卫市香山西麓, 为一小型山间断陷盆地, 呈一向北东倾伏单斜构造。深井盆地地理位置特殊, 其西南宁夏与甘肃接壤, 西北宁夏与内蒙古接壤过渡区, 侏罗世地层发育, 是新发现的侏罗纪地层赋存的又一地区之一。
深井盆地中侏罗世地层发育, 为一新发现的含煤区, 对其沉积环境及其聚煤特征的研究尚属空白, 因此本文对中侏罗纪地层沉积环境及其聚煤特征进行了系统的研究。
1 深井盆地地质概况
1.1 地层
深井盆地位于北祁连造山带东部, 地层区划属华北地层大区秦祁昆地层区祁连~北秦岭地层分区之宁夏南部地层小区.主要有下古生界寒武系、上古生界石炭系、二叠系、中生界侏罗系、新生界新近系、第四系。
中侏罗世地层为主要含煤地层, 该组岩性由浅灰白、浅灰色粗—细粒砂岩, 浅灰色粉砂岩、灰黑色泥岩及煤层煤线组成的多韵律不等厚含煤地层, 产植物化石。
1.2 构造
盆地处于香山—米钵山弧形构造带的西部, 以挤压、走滑断裂作用为主, 主要有北西向断裂.其倾向为南西、北东的叠瓦状断裂, 由数条断裂组成, 具有延伸长、规模大、密集分布等特点, 次一级断层较为发育.总体表现为张性。
2 沉积环境和聚煤特征
根据岩石的成因标志和宏观沉积特征, 延安组为一套河流~湖泊三角洲~内陆湖泊相沉积体系。按其岩性、岩相组合特征及其含煤性等, 自下而上可划分为3段 (图1) :
(1) 延安组第一段 (J2y1)
该段自延安组底部至6煤顶界, 该岩段中下部为灰白色块状含砾粗砂岩、中厚层状中细粒砂岩、粉砂岩、泥岩夹薄煤层, 向上变为灰色、深灰色中薄层细粒砂岩、粉砂岩、中厚至巨厚煤层。本段处于凹凸不平的古地形夷平至三角洲平原阶段, 沉积层厚度变化大, 故9煤层连续性不好。本段是本组地层中的主要含煤岩段。
该段上部沉积粒度细、颜色深、含煤层多, 炭屑、煤屑及黄铁矿含量多, 水平层理、波状层理发育, 总体处于平原状态, 具备了形成厚煤层的良好条件。其沉积层的纵向变化代表了多次抬升与下降。垂向上本岩性段可划分为两个亚旋回:
Ⅰ-1旋回:自延安组底界至9煤层组顶。盆地煤系初始沉积, 自延安组最底部的块状含砾中粗粒砂岩开始, 向上依次渐变为中厚层状细粒砂岩、具波状及水平层理的粉砂岩、灰黑色泥岩及9煤层。该旋回受古地形控制, 连通性差, 零星广泛分布, 仅在低洼部位沉积了9煤层。该旋回层厚十几米到二十几米, 底部比较粗, 是下粗上细的短期旋回, 反映出湖水进、退积沉积过程。
Ⅰ-1旋回岩相分析:在这个期旋回中沉积了9煤层。9煤层底部沉积了比较厚的粗粒砂岩, 是受当时古地形影响, 高地剥蚀、低洼填充形成的, 没有全区对比性。9煤之后发生大规模的湖侵, 古地形不断夷平、填充, 盆地不断平坦化, 沉积了一些细粒碎屑物, 之后又构造抬升, 沉积了粗粒砂岩, 进入了第2个旋回阶段。
Ⅰ-2旋回:自9煤顶板至6煤层组顶。总体仍为一下粗上细的退积沉积序列, 在前期平原发育基础上, 地形已趋于平原化, 此亚旋回幅度和层厚比上一亚旋回大。
底部为灰白色中、粗粒砂岩夹及细粒石英砂岩, 与上一亚旋回顶部岩层呈冲刷接触。发育块状层理及下粗上细的粒序层理。砂岩层由东向西逐渐变厚、粒度变细, 发育微斜层理, 含黄铁矿、炭屑;砂岩之上为灰色粉砂岩、灰黑色泥岩, 粉砂岩多具有微波状层理, 泥岩多具水平层理, 局部含炭质较高;灰色粉砂岩、灰黑色泥岩之上沉积了8、7、6煤;6煤之上沉积了灰黑色砂质泥岩或粉砂岩, 构成了6煤层的顶板, 与下一个旋回呈冲刷接触。
Ⅰ-2旋回岩相分析:第二亚旋回砂体在垂向上多具有块状层理, 粒序层理。从测井曲线形态上看, 曲线形态比较平直, 旋回底部有指状突起, 河道特征不明显, 未见到河流相所具有的大型板状、槽状交错层理, 应该是三角洲砂体, 属于短距离, 快速搬运沉积的扇三角洲沉积相。
该旋回底部普遍沉积了数米至50米余的厚层灰白色中、粗粒石英砂岩。含黄铁矿结核, 泥、钙质胶结, 多为块状层理或向上变细的粒序层理, 与下伏岩层 (粉砂岩或泥岩) 呈冲刷接触。在沉积中心的深色粉砂岩、灰黑色泥岩多发育波状层理及水平层理, 显示了沉积砂体是发育在水动力比较弱的小型滞流水体, 浅湖或滞流沼泽中。这些小型滞流水体的沉积受控于湖盆周期性的垂向震荡运动, 影响着湖水的进退变迁及沉积环境的几次重复, 每次都是由薄层的扇三角洲前缘砂体沉积开始, 继而缓慢水进沉积浅湖相粉砂岩和泥岩, 之后湖泊淤浅沼泽化, 在相对平静的水体环境下, 大量植物生长, 死亡, 堆积, 在浅覆水弱还原环境下形成的泥炭层, 但是由于沼泽化时间较短, 8、7煤层比较薄。6煤层一般厚为3~18米。6煤层组形成环境稳定, 地势平缓, 所以煤层厚度变化幅度不大, 在全区有对比性;6煤层组之上为厚数米的泥岩、粉砂岩, 常与下一个旋回呈冲刷接触。
以上沉积古环境的几次重复性构造抬升、沉降, 造成了该亚旋回下粗上细的正旋回。基本符合水进型扇三角洲沉积相模式。
(2) 延安组第二段 (J2y2)
该段自6煤层顶至2煤层顶板, 勘查区内由西向东逐渐变厚。下部以灰白色中粗砂岩夹灰、灰黑色泥岩、粉砂岩、细砂岩为主;上部以灰、灰黑色粉砂岩、泥岩夹煤层为主。含编号煤层4层 (5、4、3、2煤) 。总体仍为一下粗上细的退积沉积序列。垂向上本岩性段可划分为两个亚旋回:
Ⅱ-1旋回:该段自6煤层顶至5煤层顶板, 此旋回幅度和层厚相对其他两个亚旋回都较大。底部为灰白色中、粗粒砂岩夹及细粒石英砂岩, 与上一亚旋回顶部岩层呈冲刷接触。发育块状层理及下粗上细的粒序层理。砂岩层从东西两侧向中心逐渐变薄、粒度变细, 发育微斜层理, 含黄铁矿、炭屑;砂岩之上为灰色粉砂岩、灰黑色泥岩, 粉砂岩多具有微波状层理, 泥岩多具水平层理, 局部含炭质较高;沉积中心附近的灰色粉砂岩、灰黑色泥岩之上沉积了5煤;5煤之上沉积了灰黑色砂质泥岩或粉砂岩, 构成了5号煤层的顶板, 与下一个亚旋回呈冲刷接触。
Ⅱ-1旋回岩相分析:此旋回中沉积了5号煤层。各种粒度的碎屑沉积与上一亚旋回的沉积物差异不大, 但其底部砂体层厚度比较厚, 沉积规模远比上两个旋回的大, 但其向湖盆沉积中心延伸, 厚度变小、粒度变细的规律相同。砂体的沉积中心总体有向北迁移的趋势, 总的沉积环境的空间位置关系和变化趋势并没有改变, 也是由东南侧的扇三角洲前缘的远端砂体沉积向沉积中心的浅湖相过渡。从东南部的底部砂体变厚变粗的趋势看, 盆地的南边在此期间有小幅度抬升的迹象, 导致沉积中心北移, 勘查区东南侧无5煤层沉积。在该旋回底部以分流河道砂体沉积为代表的水进之后, 在沉积中心形成了扇三角洲平原, 尔后在平稳的环境里浅湖相碎屑对盆地进一步填充、淤浅后, 形成了连片的沼泽, 为5煤层形成创造了有利条件, 但由于沼泽化的静水环境维持的时间比较短, 形成的5煤层厚度比较薄。但在沉积中心附近, 5煤层比较稳定, 结构简单。
Ⅱ-2旋回:5煤层顶至2煤层顶板, 总体仍为一下粗上细的退积沉积序列, 此亚旋回幅度和层厚相对其他3个旋回都较小。
底部为灰白色中、粗粒砂岩夹及细粒石英砂岩, 与上一亚旋回顶部岩层呈冲刷接触。发育块状层理及下粗上细的粒序层理。砂岩之上为灰色粉砂岩、灰黑色泥岩, 粉砂岩多具有微波状层理, 泥岩多具水平层理, 局部含炭质较高;沉积中心附近的灰色粉砂岩、灰黑色泥岩之上连续沉积了4、3、2煤;2煤之上沉积了灰黑色砂质泥岩或粉砂岩, 构成了2煤层的顶板, 与下一个旋回呈冲刷接触。
Ⅱ-2旋回岩相分析:此旋回中沉积了4、3、2煤。各种粒度的碎屑沉积与上一旋回的沉积物差异不大, 但其底部砂体层厚度比较薄, 沉积规模远比上两个中期旋回的小得多, 但其向湖盆沉积中心延伸, 厚度变小、粒度变细的规律相同。勘查区东部无4煤层。在该旋回底部以分流河道砂体沉积为代表的短暂水进之后, 在沉积中心形成了扇三角洲平原, 尔后在平稳的环境里浅湖相碎屑对盆地进一步填充、淤浅后, 形成了连片的沼泽, 为4、3、2煤层形成创造了有利条件, 由于沼泽化的静水环境维持的时间比较长, 形成的4、3、2煤层厚度比较厚, 煤层间距较小, 结构简单。
(3) 延安组第三段 (J2y3)
由2煤顶至0煤顶板, 该岩段厚度>101.11m。分布于勘查区北部, 南部剥蚀。岩段底部为浅灰色中~粗粒砂岩, 向上为灰色粉砂岩、泥岩与中粗粒砂岩互层, 粗细碎屑沉积层频繁交替是本岩段主要特点。和第二岩段相比, 该段岩石碎屑粒度明显变粗, 颜色变浅, 有机质含量和炭屑含量也相对减少。
该段总体向上变细。含编号煤层2层, 分别为1、0煤。由下到上分两个亚旋回。Ⅲ-1亚旋回砂体沉积不厚, 局部沉积了薄煤线, 主要由粗粒砂岩、细粒砂岩及薄煤线组成, Ⅲ-2亚旋回主要以粗粒和细粒频繁互层为特征, 由冲积相向上过渡为沼泽相, 并形成1、0煤。
3 结论
中侏罗世之前, 在广大西北地区许多小型山间盆地已具雏形, 气候属于内陆亚热带一温带, 但是可能普遍地势高差较大, 因此在早侏罗世只是少数较低洼地区接受着河流沼泽相沉积, 不同程度地有煤生成。进人中侏罗世, 水体增加, 就是说各个孤立的山间小盆地普遍成了河流湖泽, 生成河流沼泽相的含煤沉积, 是西北中生代的主要成煤时期。
摘要：中卫深井盆地为一新发现含煤盆地, 是研究我国西北地区中侏罗世地层的重要地区之一。因以往本区地质基础资料较少, 对地层划分较粗, 本文深入研究深井盆地沉积层的岩性、岩相特征, 广泛收集宁夏及邻区甘肃、内蒙古地层划分成果, 对深井盆地中侏罗世地层, 进行了详细的划分厘定, 并分析了其沉积特征。
关键词：聚煤特征,侏罗世地层,岩相特征,沉积环境
参考文献
[1]赵刚, 等.宁夏中卫市深井勘查区煤炭普查报告[R].宁夏银川:宁夏回族自治区煤田地质局, 2013.
[2]顾其昌.宁夏回族自治区岩石地层[M].武汉:中国地质大学出版社, 1996.
[3]杨雨.甘肃省岩石地层[M].武汉:中国地质大学出版社, 1996.