层序特征范文（精选8篇）
层序特征 第1篇
研究区位于东经104°17′00″～104°19′00″, 北纬25°30′00″～25°26′15″的富煤二矿区, 恩洪矿区的北东部。冯增昭于1989年对滇黔桂地区的二叠系岩相古地理进行了系统的研究, 得出了滇黔桂地区的二叠系包括了丰富多样的岩石, 主要有碳酸盐岩、碎屑岩等[1]。龙潭阶的厚度变化大体格局仍然是东西分区和南北分带, 而长兴阶的厚度分布特征同龙潭阶基本相似。云南富源地区钻孔取芯少, 测井资料少, 地质基础工作薄弱, 地质资料相对匮乏, 尚未进行过层序地层的划分, 也未曾使用高分辨率层序地层学对比方法进行对比[2]。
1 区域地质背景
云南地壳是上扬子晚二叠世聚煤盆地的一部分, 属断坳型聚煤盆地, 总体上反映了较为稳定的古构造和古地理条件[3]。该区位于富源-弥勒断裂的东侧, 平关-阿岗断裂的西侧[2], 地层主要为长兴组、龙潭组以及峨眉玄武岩组, 如表1所示。
2 区域标志层
从煤层对比的角度, 确定区域性标志层7层, 从上到下编号B1至B7, 局部性标志层4层, 从上到下编号b1至b4。为了研究方便和统一, 将含煤岩系中的可采煤层从上到下对比编号M1到M30。
B1位于M1煤层顶板, 为二叠系与三叠系的分界线, 以浅灰色灰岩或黄绿色粉砂质泥岩, 泥质粉砂岩、粉砂岩之地界面为界。B2为M1煤层的夹矸。由三层高岭石泥岩组成, 灰, 紫灰色, 单层厚0.01～0.12 m间隔0.08～0.30 m。B3位于M3煤层中上部, 为高岭石泥岩夹矸。显灰, 棕灰, 灰黄色, 晶隐结构, 眼球状构造, 具有由下而上粒度逐渐变细的韵律, 显微结构为团块状, 残余碎屑为椭球型。B4位于龙潭组顶部, 为一组合标志层, 由M7煤层中的高岭石泥岩夹矸和顶板、化石等组成。当M7煤层分叉时, 高岭石泥岩多位于M7下分层的上部, 该煤层中含有2～6层高岭石泥岩夹矸, 其中稳定的有2层, 间距一般为0.08～0.1 m, 上夹矸层为深灰色隐晶高岭石泥岩, 厚0.01～0.07 m, 下夹矸为棕灰色粗晶高岭石泥岩, 一般厚0.02～0.04 m;B5由M9煤层及其高岭石泥岩夹矸、顶底板、电阻率曲线标志等组成, M9煤层普遍偏厚, 一般2～3 m厚, 最厚可达8.26 m, 亮-半亮型煤, 呈鳞片状或粉末状破碎, 低硫、低灰, 每层结构比较简单;B6为M11煤层中的夹矸, 由1～5层高岭石泥岩组成, 当煤层出现明显的上下分层时, 夹矸多出现在下分层中, 若为单一煤层, 夹矸出现在煤层的中下部;B7为一组合标志层, 由M18煤层中的高岭石泥岩、黑色页岩、电阻率曲线标志等组成, 高岭石泥岩夹矸有3层, 分布在煤层中部, 以中夹矸最稳定, 厚0.04～0.07 m;b1为M5煤层的夹矸, 2层高岭石泥岩, 显上粗下细, 间距为0.1～0.7 m, 上夹矸为浅灰色粗晶高岭石泥岩, 以粗大立方状鳞片堆砌呈柱状为标志层, 下夹矸为深灰色隐晶高岭石泥岩, 镜下显细粒团块结构, 残余碎屑为椭球型;b2为M14煤层中的夹矸, 一层灰、灰白色高岭石泥岩, 厚0.01～0.12 m, 细-隐晶结构, 镜下见含残余碎屑鳞片结构, 似斑状构造;b3为M22煤层中的夹矸, 一层浅灰、灰白粗晶高岭石泥岩, 厚0.02～0.06 m, 镜下见微-粗粒残余碎屑结构;b3为M30煤层中的夹矸, 2～6层深灰、灰黑色隐晶高岭石泥岩。
3 研究区标志层
滇东地区晚二叠世煤田是云南主要焦煤产地。含煤岩系可分为恩洪型、老厂型和镇雄型。煤层对比经多年实践探索, 以高岭石泥岩夹矸作为标志层最为有效, 结合特殊岩性层, 动物化石、煤层煤质综合运用, 至今, 全区各煤田主要的煤层对比已获得公认的结果, 主要煤层的编号得以统一, M7煤层的顶板可作为长兴组 (P3C) 和龙潭组 (P3l) 的界面[2]。M9煤层是滇东, 黔西和川南区域上的主煤层, 其分布之广, 煤质之好, 储量之大为各煤层之冠。该研究区由于原始资料的缺乏, 根据现有资料选取标志层:
标1:T1k地层底部为一20 m厚的黄绿色薄层状泥质粉砂岩, 层位稳定, 全区可见, 且M1煤层顶板上1～3 m处夹有数层灰白色、厚约1 cm的硅质条带, 层位稳定, 全区可见, 属滨海相沉积物。同时M1煤层 (有时为炭质泥岩) 界面之上颜色为黄绿色, 之下为暗灰色。M1煤层是含煤地层中最上部的一层煤。煤层出现及植物碎屑化石的增加, 标志着已进入含煤地层。以上煤岩层组合标志是卡以头组 (T1k) 与煤系地层长兴组 (P3C) 地层分界的可靠标志。
标2:M2+1煤层, 层位稳定, 厚度变化不大, 中部偏下夹一层层位稳定的棕褐色、条痕为褐黄色的颗粒型高岭石泥岩, 层状构造。肉眼可见“眼球”状高岭石颗粒定向平行排列, 俗称“眼球状高岭石夹矸”。其特征明显, 层位稳定, 可在区域大范围中对比, 是一可靠标志。
标3:M2煤层顶板至M4煤层顶板, 底煤岩性组合特征;M2煤层顶板为厚约0.5～1.00 m泥岩, 以下岩性大多为灰、浅灰色薄至中厚状粉砂岩、细粒砂岩。M2、M2+1、M3煤层呈煤组组合形式为特征, 大致呈等间距出现, 其间多不含薄煤, 偶间夹1～2层薄煤线或炭质泥岩, M3煤层下至8～15 m为M4煤, 顶板一般为粉砂岩或粉砂质泥岩, 全区稳定, 易识别, 是对比M4煤可靠标志之一, 且M3煤与M4煤其间多不含薄煤, 偶间夹1层薄煤线或炭质泥岩, M3与M4呈组合煤组, 其组合间距一般大于M2、M2+1、M3煤层组合层间距。
标4:M5、M6煤层位于长兴组下部, 其层位稳定, 煤层结构单一, M5与M6煤组合层间距一般为10 m, 其间岩性以单一粉砂岩为主, 并间夹1～2层薄煤线, 即M5与M6煤层均与下部2--3层薄煤以煤组形式呈组合特征。
标5:M7煤层为全区大部可采的较稳定煤层, 其顶板一般为3～5 m的粉砂岩, 其层位稳定、易识别, 是划分对比的主要标志之一。M7煤层的2层夹矸, 结构特征是宏观上表现为上细下粗的高岭石泥岩夹矸。其层位稳定, 可在区域范围内与黔西、川南煤田相应对比, 是划分地层对比煤层的区域性标志。
标6:M9煤层顶板为灰、浅灰色分层厚约5 cm的粉砂质泥岩与菱铁质泥岩呈互层状, 俗称“排骨状砂岩”构成顶板特征, 为识别M9煤层的重要标志。
标7:M11煤层中下部夹一层0.05～0.10 m的棕褐色粗晶质高岭石泥岩, 块状、坚硬, 全区可见, 是确定M12煤层的重要标志。并且M11与M12、M13以煤组为组合特征, 其层间距一般8～15 m, 岩性以泥岩、粉砂岩为主, 层位与间距稳定, 局部M12煤层被粉砂岩冲刷尖灭。M11、M12、M13因其层位稳定, 大部可采煤质好, 且M11、M12、M13中间一般不间夹薄层, 其组合特征是划分、对比该煤组的辅助标志之一。
标8:M14与M15煤组, M14与M15煤层顶、底板一般为泥岩, 其层间距稳定, 一般为2～3 m, 岩性组合均为泥岩且M14煤层中部间夹一层泥岩, 偶含高岭石夹矸, M15煤层全区为单一结构。其岩性组合单一, 层间距稳定, 煤层结构简单的组合特征是划分对比该煤组的主要标志。
标9:M16煤层全区可采, 煤质好且煤层中下部夹一层稳定的棕褐色粗晶质高岭石泥岩夹矸为特征。并且M16～M18煤间一般为浅灰色薄层状泥岩、粉砂质泥岩, 含2～3层薄煤或炭质泥岩, 大多不可采, 一起组合为其对比标志。
4 聚煤规律分析
通过对研究区沉积环境的分析, 得出其聚煤古地理类型主要为三角洲平原型和曲流河型。
三角洲平原包括上、下三角洲平原, 由于携带的大量沉积物倾注于滨线附近的海陆之间, 沉积速率高, 煤系厚度较大, 常有较厚的砂岩层[3]。一般煤层层数多, 厚度较大, 以中厚煤层和薄煤层为主, 煤层分布广, 稳定性较好。其中, 上、下三角洲平原过渡地带, 是聚煤的最佳场所, 含煤性最好, 可采率高, 为富煤地带, 且煤层灰分、硫分均较低。
曲流河沉积主要由三部分构成:河道充填沉积 (河道相) 、河道边缘沉积 (河岸相) 、洪泛盆地沉积 (洪泛盆地相) 。曲流河冲积平原上, 以岸后沼泽和废弃河道充填沼泽是最有利的成煤场所[3]。由于洪泛加剧等原因而造成的决口扇沉积, 还会侵入到这种成煤地带, 从而干扰或破坏已形成的泥炭堆积, 故难于出现有工业价值的可采煤层, 煤层灰分、硫分均较低。
聚煤作用的发生还要求有长年覆水的低地环境, 如因海退而暴露出来的滨海平原、三角洲平原的沼泽和泥炭沼泽, 被障壁岛保护而免受海浪袭击的泻湖-海湾, 河流两岸漫滩沼泽以及内陆湖 (漫滩湖) 等[4]。根据上述岩相古地理分析, 云南省内晚二叠世沉积环境类型多样, 其中, 河流相、湖泊相、辫状河-扇三角洲、三角洲、泻湖-潮坪以及碳酸盐台地相等, 均具备聚煤作用发生的环境条件。煤层和含煤岩系的沉积, 只有在地壳缓慢、均衡下降的区域, 才能发育较大厚度并得以保存, 故区域性地壳升降运动, 是聚煤作用的宏观控制因素, 它控制了岩相古地理格局及故地形的坡降大小, 间接控制聚煤作用的发生。
5 结论
滇东地区上二叠系以细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩、泥岩、菱铁质粉砂岩和煤为其地层特征。
富煤二矿主采煤层均是龙潭组地层, 龙潭组总体上表现为一个大的海退层序。
参考文献
[1]冯增昭, 金振奎.滇黔桂地区二叠纪岩相古地理[M].北京:地质出版社, 1994
[2]袁月琴, 陈万明, 等.云南省富源县老厂矿区龙潭组第三段沉积环境及聚煤作用探讨[J].贵州地质, 2008, 25 (3)
[3]曾勇.古生物与地层学[M].徐州:中国矿业大学出版社, 2008
层序特征 第2篇
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)
层序特征 第3篇
关键词：层序地层学,地层剥蚀,物源分析,重矿物组合,测井相模式
Weller早就在陆相地层中识别出了以不整合为界的地层单元,起源于被动大陆边缘的海相碎屑岩层序地层学原理也被人们证实能应用于陆相地层研究,但由于陆相湖盆的地质特征受构造和气候作用影响大、盆地类型和结构复杂、湖盆水域浅、近物源和多物源、湖盆缺少明显坡折等,控制地层构型的主要因素是构造运动和气候的变化。要成功地在陆相地层中运用层序地层学,就要对陆相盆地构造活动、气候变化及沉积物供给等做全面的了解和研究[1]。
松辽盆地泉四段是油气勘探开发的重点目标层段,目前临江地区已有90多口探井,其中不少井在泉四段都获得了高产。在该区建立统一的层序地层格架及进行沉积特征分析,对后期的勘探开发具有重要的影响。
1地质概况
松辽盆地位于我国的东北部,是中新生代的陆相沉积盆地。盆地呈北北东向展布,面积约26×104km2,总体呈现凹隆相间的平缓褶皱,自东而西主要有宾县-王府凹陷、长春岭背斜带、三肇凹陷、大庆长垣、齐家-古龙凹陷、龙虎泡大安阶地和西部斜坡,东部较高,西部较低(图1)。松辽盆地基底为前古生界、古生界的变质岩、火成岩等系,上部沉积盖层从侏罗纪开始,至新生界均有不同程度的发育,总厚度可达11 000 m以上,但以白垩系为主,白垩系厚达7 000 m以上,是盆地内的主要含油层系。地表均为第四系未固结的松散黏土所覆盖。临江地区位于黑龙江省双城、肇东、肇州三个市县交界处,第一松花江两岸,松花江由西南向东北流过该区,其北部与长春岭、三站、五站气田接壤,南部至青山口背斜带双城地区附近,西部与朝阳沟油田紧邻,东至对青山、呼兰,哈尔滨。横跨松辽盆地北部东南隆起区长春岭背斜带、宾县-王府凹陷、中央坳陷区朝阳沟阶地及青山口背斜带四个二级构造单元。
2层序地层格架建立
陆相层序形成主要受控于构造和气候作用,这些和区域应力场及地幔隆升产生的幕式构造运动和气候旋回密切相关[2—6]。在陆相湖盆层序形成动力学和模式分析的基础上,根据临江地区泉四段地层旋回性、岩性发育特征,认为该地区泉四段可划分为1个三级层序,内部可细分为1个低位体系域和1个湖扩体系域(图2)。
临江地区青一段为深湖和半深湖沉积,地层厚度大,颜色呈灰黑色泥岩与褐黑色泥岩不等厚互层,深浅测向曲线在青一段也较平直,声波曲线幅值较高,底部具三套油页岩,自然电位和自然伽玛曲线比较低平,在层序地层学中相当于湖扩体系域的顶界面。从青山口组到泉四段扶余油层曲线幅值增大,自然伽玛和深浅测向出现大幅度变化,泥岩颜色开始变为灰绿色、绿色、灰色、灰黑色等略浅色调。泉四段和泉三段之间为一小段较稳定的泥岩,在测井上表现为低平曲线,它相当于层序的首次湖泛面的位置,在全区稳定分布。
根据层序地层学方法原理,对研究区内的井划分沉积旋回,并进行旋回对比,从而建立了该地区层序地层格架。泉四段底部到青一段油页岩之间地层构成一个完整的三级层序,其中泉四段地层为这个三级层序的低水位体系域和水进体系域。F3油层组为三级层序的低水位体系域,F2、F1油层组为三级层序的水进体系域(图2)。
3沉积特征研究
3.1古地貌特征分析
地层剥蚀是古地貌恢复的重要一环,结合本工区资料收集情况和综合分析,采用根据泥岩声波时差统计得到的地层压实曲线来计算地层剥蚀厚度,声波时差法的基本原理是:在地层有剥蚀的地方,当不整合面以上沉积物的厚度小于剥蚀量,或者如果被剥蚀老地层以粗粒沉积为主,而新沉积地层以细粒沉积为主,且新沉积地层厚度比前者大1 000 m以上时,将不整合面以下泥岩的压实趋势线上延至Δt0处即为古地表,古地表与不整合面之间的距离即为剥蚀厚度。研究过程中,选择了双42、五204、双34、双32和三2井为代表井作本地区剥蚀厚度恢复,这3口井分别位于王府凹陷、三站和五站,现今构造的高、低部位都有,具有代表性。资料准备时读取纯泥岩段的声波时差(厚度大于2 m)。经声波测井资料分析可知,工区很多井在埋深(600—800)m左右声波曲线均有平行错移现象(图2),结合区域构造发育史研究不难发现,这一现象与工区自姚家组沉积开始的构造隆升有良好的对应关系,该时期本地区没有侵入岩体活动,也不是断层的影响所致,因此这个声波曲线均有平行错移现象的成因是地层遭受剥蚀造成的。利用以上参数和泥岩声波法求取了双42井、五204井、双34、三2和双32井的地层剥蚀厚度并制定了该区剥蚀厚度图版(图4)。
经分析,临江地区与松辽盆地裂陷—坳陷期的演化特征是一致的,一样经历了断陷—断坳—坳陷—抬升的发育过程。泉头组沉积时期,随着盆地由断陷向坳陷转化,地层整体西厚东薄,三肇凹陷和王府凹陷连为一体,同时接受沉积,王府凹陷为大庆长垣东部地区的沉积中心。自姚家组沉积开始,长春岭背斜带随着整个东南隆起区的活动开始抬升。由于盆地回返抬升遭受剥蚀,长春岭-双城地区抬升幅度较大,地层剥蚀严重,剥蚀厚度最大可达550米左右,不同地区剥蚀情况稍有差异:王府凹陷双32井区剥蚀厚度约(200～250)m,王府凹陷双42井地区剥蚀厚度约在(480～500)m,五站一带剥蚀厚度在(420～450)m,三站地区剥蚀最为严重,一般在(500～550)m之间。到嫩江组沉积末期,长春岭背斜带和朝阳沟阶地等已经发育定型。
3.2物源分析
物源分析在确定沉积物物源位置、沉积搬运路径及整个盆地的沉积作用和构造演化等方面有重要的作用[7,8]。一般来说稳定重矿物抗风化能力强,分布广泛,在远离母岩区的沉积岩中其百分含量相对增高,不稳定重矿物抗风化能力弱,分布有限,离母岩区越远相对含量越少。本次研究利用大量探井的重矿物数据,与前人的研究成果相结合,认为物源主要受控于南部的长春-怀德三角洲沉积体系。原因如下:拜泉-青冈沉积体系重矿物组合为磁铁矿-锆石-磷灰石,其中以含磷灰石为主要特征;通榆-保康三角洲沉积体系是以锆石为特征矿物;根据本区重矿物组合特征是以石榴石、锆石和白钛石为主,其中石榴石是特征陆源矿物(图5)。故水流的方向也可大致判断出来,在临江地区其流向主要是从西南向东北方向分流。
3.3测井相模式建立
综合分析认为临江地区泉四段沉积时期主要发育的是浅水三角洲沉积体系。本区浅水三角洲的发展有自己的特点:水上平原十分发育,但水下平原却不发育,前缘河口坝及远砂坝不发育,研究区发育的相类型有水上分流河道、水下分流河道、天然堤、决口扇、河道间微相、河口坝及席状砂等微相。通过岩性、电性、物性、含油性等分析,认为分流河道为该区主要储层。在取心井段及单井沉积微相精细分析的基础基础上,依据测井曲线总结出测井相要素特征,并建立了该区泉四段测井相模式(图6)。
3.4F3油层组沉积相研究
沉积相是认识泉四段扶余油层储层成因、砂体展布并进行后期储层预测的重要基础。本次选取F3油层组沉积相进行重点研究,结果表明:砂体整体呈条带状北东向展布,砂体南部较厚,东北角处较薄是工区砂体平面展布的一大特点(图7)。F3油层组分流河道砂体发育时间相对较长,分流河道的能量较大,因此河道砂厚度较厚,连通性较好,储层相对发育。在长春岭背斜构造高部位分流河道较发育,且呈分叉的带状向东北方向延伸,在王府凹陷中分流河道发育较差。本区平面上沿物源方向连通性较好,垂直物源方向连通性差,西北部平面上连通性较东南部好。
4结论
1) 临江地区与松辽盆地裂陷—坳陷期的演化特征是一致的,一样经历了断陷—断坳—坳陷—抬升的发育过程。
2) 该区重矿物组和特征是以石榴石、锆石和白钛石为主,其中石榴石是泉四段的特征陆源矿物,与长春-怀德的重矿物组合特征及特征重矿物相同,所以,物源主要是来自南部的长春-怀德沉积体系。
3) 泉四段主要发育水上分流河道、水下分流河道、河道间、决口扇微相,天然堤、河口坝、远砂坝、三角洲席状砂微相不发育,岩性、物性、电性、含油性等综合分析揭示水下分流河道为该区主要储层。
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
[2]贾军涛,王璞?,万晓樵.松辽盆地断陷期白垩纪营城组的时代归属.地质论评,2008;54(4):439—448
[3]郭建华,宫少波,吴东胜.陆相断陷湖盆T2R旋回沉积层序研究与研究实例.沉积学报,1998;16(1):8—13
[4]郭少斌,陈成龙.利用米兰科维奇旋回划分柴达木盆地第四系层序地层.地质科技情报,2007;26(4):27—30
[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
彬长地区延安组层序地层划分 第4篇
从地层界线、沉积旋回、标志层、测井曲线特征等方面进行对比分析,确定了彬长地区延安组三段地层与鄂尔多斯盆地五段地层的对应关系.在此基础上,利用层序地层学原理,将彬长地区延安组分为一个三级层序,进一步划分为3个小层序组,其中三级层序仅由2个体系域(初始充填体系域和超覆充填体系域)组成,表明彬长地区延安组只在盆地形成和发展时期接受沉积,缺失盆地萎缩时期的沉积.
作 者：林文姬 汤达祯 徐凤银 许浩 刘艳红 LIN Wenji TANG Dazhen XU Fengyin XU Hao LIU Yanhong 作者单位：林文姬,LIN Wenji(中联煤层气国家工程研究中心有限责任公司,北京,100011)
汤达祯,许浩,TANG Dazhen,XU Hao(中国地质大学能源学院,北京,100083)
徐凤银,XU Fengyin(中石油煤层气有限责任公司,北京,100011)
刘艳红,LIU Yanhong(中国石油杭州地质研究院,浙江,杭州,310023)
层序特征 第5篇
关键词：层序地层格架,下白垩统,BG盆地
1 区域地质概况
BG盆地位于西非乍得南部, 是由中 - 新生代陆相地层组成的裂谷盆地, 属于中非裂谷系, 整体呈近东西向狭长形展布。BG盆地由于受早期拉张作用及后期构造反转的影响, 表现出“南北分带, 东西分块”的结构特征, 盆地的主体构造是南断北超、近东西向展布的较宽缓的箕状断陷。BG盆地先后经历了早白垩世初始断陷期、快速断陷期、断坳转换期、坳陷发展期、坳陷全盛期 - 萎缩期、白垩纪末剥蚀期、第三系古近纪沉降期以及古近纪末剥蚀期等构造演化阶段。
2 地层特征
BG盆地自下而上发育基底、白垩系及第三系等三套地层序列, 白垩系与下伏基底和上覆第三系均呈不整合接触关系, 上白垩统及部分下白垩统地层遭受剥蚀而缺失是由于受到了构造反转的作用。盆地下白垩统自下而上依次划分为Prosopis组 (P) 、Mimosa组 (M) 、Kubla组 (K) 、Ronier组 (R) 、Baobab组 (B) , 在盆地北部斜坡区, 下白垩统上部B组剥蚀严重, 局部甚至缺失R组地层, 而在盆地南部地层则相对保存完整。
3 层序划分原则与识别标志
3.1 层序界面划分原则
依据BG盆地地层发育特征, 同时结合陆相层序的沉积特点得出, 在进行层序单元划分和对比时应遵循等时性、最大间断、统一性及沉积旋回规模一致性等四项原则来建立目的层段的层序格架。
3.2 层序界面识别标志
3.2.1 地震识别标志
在勘探早期钻井资料较少的情况下, 地层终止方式一直是最直观、有效的研究方法。层序底界面常见上超、下超及双超反射;层序顶界面常见削截和顶超反射, 这两者都反映了上下两套层序之间存在沉积间断。
3.2.2 岩性岩相标志
经研究发现, BG盆地下白垩统层序界面常见的岩相标志主要包括岩相突变 (沉积物的颜色、岩性以及岩性组合在层序界面处往往会发生突变) 和沉积韵律组合关系。我们一般将岩性厚度的韵律性变化看作是连续的, 因为在三级层序内部不存在大的沉积间断, 这是划分三级层序内部体系域、准层序组和准层序的有效方法, 它可以反映水体深度和水动力条件的变化以及可容空间与沉积充填比值的变化, 同时也反映出基准面的变化。
3.2.3 测井识别标志
测井资料与地震资料相比有较高的分辨率, 且层序界面在测井曲线上有较明显的反映, 主要以测井曲线和叠置样式的突变为特征。
4 层序地层单元的划分及特征
依据上述层序界面的识别标志, 综合利用地震、测井及钻井等资料, 对BG盆地下白垩统自下而上进行层序地层的划分, 共识别出7个区域不整合面, 可据此划分出SQ1+SQ2+SQ3 (P) 、SQ4 (M) 、SQ5 (K) 、SQ6 (RL) 、SQ7 (RU+B) 7个三级层序, 受钻探位置所限, SQ1在钻井上未揭示, 但据地震剖面显示Baobab地区可能存在。
4.1 层序 SQ1+SQ2+SQ3 (P)
P组沉积期对应湖盆初始裂谷期, BG盆地被分割成多个独立的小断陷, 在Baobab地区厚度较大, 可分为三个三级层序, 其特征明显, 以自然伽马和泥岩电阻率的整体抬升与上覆地层相区分, 其他地区的P组沉积均较薄, 三分特征不明显。
4.2 层序 SQ4 (M)
M组沉积期边界断层活动剧烈, 湖盆强烈断陷, 湖水范围达最大值, 是裂谷高峰期层序, 盆地东部SQ4以细岩相沉积为主, 西部靠近物源, 以粗岩相沉积为主。SQ4整体具中频、中 - 强振幅、中连续性反射特征, SB5之下为中弱振幅杂乱相反射, SB4之上为中振幅、中连平行相反射。测井曲线表现为一先退积再进积的完整旋回。据测井曲线旋回特征SQ4可分为湖侵体系域 (TST) 和高位体系域 (HST) 。
4.3 层序 SQ5 (K)
K组沉积期边界断层活动趋于稳定, 湖盆演化处于断坳转化期, 层序厚度横向变化不大, 岩性下粗上细, 顶部出现大套泥页岩与上覆厚层砂岩形成对比标志层, 向下砂岩逐渐增多, 发育多套砂泥层交互沉积。层序底界SB5和顶界SB6分别对应K组底和顶。SB5之上为中振幅、中高连平行相反射, SB6之下为弱振幅、中低连亚平行相反射。据测井曲线旋回特征SQ5可分为低位体系域 (LST) 、湖侵体系域 (TST) 和高位体系域 (HST) 。
4.4 层序 SQ6 (RL)
RL沉积期湖盆演化处于坳陷期, 层序厚度横向变化不大。层序底界SB6和顶界SB7分别对应RL组底和顶, SB7为一岩性突变面, 测井曲线为一进积向退积转换面, 电阻向上突然增大。盆地南部SQ6岩性整体偏细, 下部以砂泥互层沉积为主, 向上岩性变细, 具下粗上细的正旋回特征, 测井曲线上伽马以低幅差为特征, 电阻具齿状、齿化箱状的特征;盆地北部的岩性较南部整体偏粗, 发育大套砂岩, 向上厚度增加, 测井曲线形态以高幅箱状为特征, 伽马以齿化箱形为特征。SQ6整体表现为一先退积再进积的完整旋回, SB6和SB7均为进积向退积的转换面。据测井曲线旋回特征SQ6可分为低位体系域 (LST) 、湖侵体系域 (TST) 和高位体系域 (HST) 。
4.5 层序 SQ7 (RU+B)
RU+B组沉积期, RU与B构成一个完整的旋回, 属坳陷期层序, 受后期构造运动抬升影响, SQ7在盆地北部剥蚀严重, 在盆地南部则保存完整, 其岩性由粗变细再变粗。层序底界SB7和顶界SB8分别对应RU组底和B组顶。SB7之上以中 - 高频、中 - 强振幅、中连续性 (亚) 平行反射为主, SB8之下以一套弱反射为主。测井曲线表现为先退积再进积, 构成一个完整的沉积旋回。据测井曲线旋回特征SQ7可分为RU构成的湖侵体系域 (TST) 、高位体系域 (HST) 以及B组构成收缩体系域 (CST) 。
5 结论
总体而言, BG盆地层序的发育主要受盆地构造沉降的控制, 其次是物源供应。各层序整体表现为南厚北薄、东厚西薄的分布特征, SQ1+ SQ2+SQ3 (P) 为盆地初始裂谷期层序, 横向厚度变化大;在盆地北部Baobab区三套层序特征明显, 在西部整体以一套粗岩相为主, 旋回特征不明显;SQ4 (M) 、SQ5 (K) 、SQ6 (RL) 各层序横向分布稳定, 其中SQ6在盆地北部被局部剥蚀;SQ7 (RU+B) 横向厚度变化大, 在盆地北部遭受剥蚀严重, 盆地南部保存比较完整。
参考文献
[1]操应长, 姜在兴等.陆相断陷湖盆层序地层单元的划分及界面识别标志[J].石油大学学报 (自科学版) , 1996;20 (4) :1-5.
[2]操应长, 姜在兴等.利用测井资料识别层序地层界面的几种方法[J].石油大学学报 (自然科学版) , 2003;27 (2) :23-26.
[3]姜在兴, 李华启等.层序地层学原理及应用[M].北京:石油工业出版社, 1996:5-29.
[4]纪友亮, 张世奇等.陆相断陷湖盆层序地层学[M].北京:石油工业出版社, 1996.
层序特征 第6篇
1 苏X井区短期旋回特征
短期层序旋回是野外露头、钻井岩心等资料所能识别的最小成因单元。在该研究区内短期旋回层厚度一般仅几米, 组成短期旋回的岩性多样。按其结构特征, 常见此有如下几种类型:
(1) 向上变“深”的非对称型旋回层序 (A类旋回) :此类旋回的形成条件为可容纳空间与沉积物供给量的比小于1, 即 (A/S﹤1) , 或者, 受到后期剥蚀或冲蚀作用的影响。因此, 在此旋回中仅上升半旋回的沉积物被保存, 而下降半旋回通常因为被侵蚀而缺失, 旋回层序呈非对称状态。这类旋回层序按照可容纳空间的大小, 又可分为两个亚类:
A1类 (高可容纳空间) :研究区内组成此种短期的旋回的岩性为中-细砂岩, 粉砂岩, 泥岩或者仅由粉砂岩, 泥岩组成, 因其在高可容纳空间下, 沉积序列保存的很完整, 在该区
山1段沉积序列为边滩-河道充填-河间洼地, 常出现于该区的山11段。
A2类 (低可容纳空间) :在该区主要岩性为粗砂岩、中粒砂岩, 顶部泥岩缺失或者厚度很小, 剖面结构下粗上细, 它们大都出现在多层叠置结构的曲流河道砂体中, 其沉积相的叠加类型为多期河道的切割叠加, 常出现在该区的山13段。
(2) 向上变浅的非对称旋回 (B类旋回) :A/S﹥1时沉积物的供给量小于可容纳空间, 此时水深持续加大的退积作用。此类旋回仅保存了下降半旋回, 主要原因是由于可容纳空间不断减小, 但是沉积物供给量不断增加, 通常具有下细上粗的特点, 此类旋回在该研究区出现的较少。
(3) 对称型短期旋回 (C型旋回) :A/S=1时, 可容纳空间与沉积量维持平衡状态, 此时无沉积物的溢出, 也无水深的变化。此时以加积作用为主。这类旋回在结构上表现为向上变细而后变粗的对称型特点。相应于向上变“深”而后变浅, 其间为最大洪泛面沉积。其主要也有三种类型
C1类:以上升半旋回为主的不完全对称型, 其上升半旋回的厚度大于下降半旋回的厚度, 在该区的沉降为冲刷面-边滩砂岩-河道充填细砂-河间洼地泥岩-河道充填砂岩。
C2类:以上升半旋回和下降半旋回近似完全对称型, 在该区的沉积为冲刷面-边滩砂岩-河道充填细砂-河间洼地泥岩-河道充填砂岩-边滩砂岩。
C3类:以下降半旋回为主的不完全对称型, 其上升半旋回的厚度小于下降半旋回的厚度, 在该区的沉积为河道充填细砂-河间洼地泥岩-河道充填砂岩-边滩砂岩。在研究区内主要发育C1和C2类两种类型。
2 中、长期旋回特征
中期旋回是在一次较完整的基准面升降旋回中形成的, 相当于河流的进积一加积过程一退积一加积过程。研究区内中期旋回的厚度为10米-30余米, 通常由若干不同类型的短期旋回以不同的方式叠合而成。
山1段的MSC1由两个短期旋回叠加而成, 北部MSC1多由两个A型短期旋回组成, 南部物源供给减弱, 可容空间变大, 此时顶部多发育有C型旋回。MSC2由两个短期旋回叠加而成, 因此时物源供给的减弱, MSC2为A型和C型旋回的叠加。MSC3时期, 可容纳空间继续增加, MSC3由A型旋回加顶部两个C型旋回叠加而成。
长期旋回是由不同类型的数量不等的若干个中期旋回叠置而成。中期旋回的数量多少, 取决于沉积环境的稳定程度, 一般沉积环境稳定中期旋回的数量就稳定。在研究区内的长期旋回多为60-80米厚, 横向厚度变化不大。LSC1由三个中期旋回叠加而成。LSC1多为一个不对称的C型旋回, 其中期旋回的叠加样式为两个A型旋回与C型旋回的叠加, 或者一个A型短期旋回与两个C型的叠加。
根据对研究区内的岩心观察, 11条地表剖面和工作区内全部380余口钻井的测井资料, 提出苏X区的高分辨层序地层划分方案将山1段划分为1个长期旋回和3个中期旋回和7个短期。图1为研究区内S28井的沉积相-层序综合柱状图。
3 层序格架下砂体展布规律
层序地层格架指将同时代构成的岩层有序地纳入相关年代的时间一地层对比格架中, 在此基础上进行等时地层对比和描述地层叠置样式的地层学研究方法。基准面的变化造成沉积物的体积分配和相分异, 受这个因素的影响, 可认定不同旋回内的砂体形态特征不同。研究区内山1沉积时期为曲流河沉积, 岩性多为中-粗砂岩, 含砾较少, 二元结构明显。山1沉积时期构造活动平静, 砂体发育厚度较小, 砂体连通性好, 砂体厚度在3-5m间, 砂体多为孤立型。
4 结论
(1) 苏X区的高分辨层序地层划分方案将山1段划分为1个长期旋回和3个中期旋回和7个短期。研究区内主要发育的短期旋回为A1、A2、C1、C2型。在各期旋回中, 砂体发育最好的为A型旋回, C型次之。
(2) 山13段的砂体是山1段中最发育的。山11段的砂体最不发育。
摘要：苏X井区位于鄂尔多斯盆地西北部苏里格气田中区的南部, 其主要砂体类型为一套典型的曲流河相沉积产物, 该储层总体上具有低孔、低渗和非均质性强的特征。因此应用高分辨率层序地层学原理对山1段层序划分, 为后期的开发提供了有力理论依据。通过对山1段的研究将其划分为1个长期旋回、3个中期旋回和7个短期。
关键词：高分辨率,地层特征
参考文献
[1]符伟兵, 杨莉娜, 黄崇春.苏里格气田山1段高分辨率层序地层学分析[J].内蒙古石油化工, 2010, 5:143-145
层序特征 第7篇
1 地质背景
长江三角洲地区是一片广阔的冲积平原，趋势西高东低，面积5.2×104km2，该区域可以划分为三角洲主体和南北两翼。所述的长江晚第四纪河口地层，是指末次亚间冰期海侵旋回(LG)和冰后期海侵旋回(PG)，亦即五六万年来的记录。前者相当于氧同位素第2期的大部和第3期即末次盛冰期和末次亚间冰期，时间上是距今五六万年到15 000年的时期;后者相当于氧同位素第1期和第2期的末期即冰后期和末次冰消期，大约15 000年以来的时期[7,10,12]。LG海侵旋回地层由于受到上覆PG海侵旋回底部河道的下切作用，保存不全，仅仅保留底部的河道沉积物。到了末次间冰期，长江的下切河谷经历了3个阶段:早期海侵与下切河谷充填阶段、晚期海侵与河口湾发育阶段和河口湾充填及三角洲发育阶段。早期海侵与下切河谷充填阶段的主要特征是回水和溯源堆积作用导致的下切河谷充填，早期海侵结束于9 000～10 000年前;晚期海侵与河口湾发育阶段，海水漫出古河谷，形成早期河口湾，至7 000～7 500年，河口湾移至现今三角洲顶部，海侵达到最大范围，形成镇江、扬州一带为顶的巨大河口湾;随着海平面上升速率减慢，河口沉积速率超过海平面上升速度，就进入了河口湾充填和三角洲发育阶段[7,8,9,10,12]。
以沉积学和层序地层学理论为指导，利用粒度分析、沉积构造和静力触探等方法，在对江苏启东NTZK01钻孔和海门NTZK02钻孔地层沉积特征研究的基础上，结合收集到的LP12钻孔、Lp5钻孔和Bg16钻孔资料，讨论长江三角洲河口地区晚第四纪以来下切河谷的形成与演化，对充填的内部沉积相类型与层序界面进行重点剖析，在此基础上探讨和总结长江三角洲河口地区浅层生物气成藏地质条件，为后期的勘探起到一个很好的指导作用。
2 典型钻孔沉积特征
2.1 启东NTZK01孔地层特征与环境解释
NTZK01孔(图2)位于江苏省启东市北新镇民新村，钻孔深度112 m，获得无扰动岩心97.5 m，岩心采取率87%，除中下部砂砾石层取芯率较低外，其余基本连续。
该孔分为19层，自下而上依次如下。
1)110～112 m:灰色、灰绿色粉细砂，岩心松散，含白云母碎片等片状矿物，具水平纹理。与下伏地层接触不明，推测为河床沉积。
2)106.75～110 m:灰色-灰黄色含砾粗砂夹粉细砂。砾石含量达到25%，成分不一，呈次磨圆-次棱角状，分选差，直径在1～5 cm。该层可见两套砂砾石相对较富集的层位[图3(a)]，发育冲刷面构造。与下伏地层呈突变接触关系，推断本层为河床沉积。
3)88～106.75 m:灰绿色、青灰色粉细砂与灰色中细砂为主。发育透镜状层理、单斜纹理、脉状层理、槽状交错层理。在94.4～94.6 m处，发育20 cm宽的姜结石层[图3(b)]。与下伏地层呈渐变接触关系，推测本层以河床沉积。
4)86.7～88 m:灰色、青灰色含砾粗砂。砾石含量约占5%，直径2～5 mm不等，次圆状或扁平状，分布不均匀。与下伏地层呈突变接触关系，推测本层为河床沉积。
5)83.4～86.7 m:灰-灰褐色黏土夹粉细砂薄层，富含有机质，具轻微臭味。发育水平层理。与下伏地层呈渐变接触关系，推测本层为河漫滩沉积。
6)74.6～83.4 m:灰-灰白色含砾中粗砂[图3(d)]夹灰-灰黄色细砂，砾石含量约占15%～20%，砾径为0.5～5 mm，次圆状，分选较好，具冲刷面构造[图3(c)]。与下伏地层呈突变接触关系，推测该层为河床沉积。
7)72.1～74.6 m:灰黄-灰白色粉细砂。自上而下为为三段:上段72.1～73m，灰黄色粉细砂与灰色黏土互层，具水平层理，韵律层理[图3(e)]。中段73～73.9 m，灰黄-灰白色粉细砂，炭屑呈层状和透镜状分布，含有少量的生物屑。下段73.9～74.6m，灰黑色粉砂质黏土，粉砂含量约占20%～30%。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河漫滩沉积。
8)70.4～72.1 m:灰白-青灰色含砾中细砂夹青灰色粉砂，砾石含量约占5%，粒径约2 mm，次圆状，分选较好。发育冲刷面构造、平行层理。炭屑呈层状和透镜状分布，含生物屑碎片。青灰色粉砂夹层，见水平纹理。与下伏地层呈突变接触关系，推测该层为河床沉积。
9)68.9～70.4 m:青灰色黏土与灰白-青灰色粉细砂为主。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河漫滩沉积。
10)68.1～68.9 m:灰黄色、青灰色含砾中粗砂，砾石含量占5%～10%，大小一般为2～5 mm，次圆状，分选一般。与下伏地层呈突变接触关系，推测该层为河床沉积。
11)65～68.1 m:深灰色黏土夹灰白色粉细砂薄层。深灰色黏土，富含有机质，具轻微臭味。灰白色粉细砂夹层，含少量的生物壳碎屑，顶部含炭屑斑块，发育水平层理。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河漫滩沉积。
12)64～65 m:深灰-灰黑色含泥砾含黏土细-粉砂，具水平层理。该层含有5%的泥砾，不规则状，分布不均匀，上部较多，多为扁平状，有搬运磨圆现滩沉积。象。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河漫
13)58.8～64 m:深灰色黏土夹含黏土粉砂，局部夹粉细砂与黏土互层。深灰色黏土，富含有机质，具轻微臭味，发育水平纹理。深灰色含黏土粉砂具水平层理，底部有铁锰小结核。粉细砂与黏土互层状分布，具有水平层理和波状层理。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河漫滩沉积。
14)58～58.8 m:青灰色含泥砾细砂，黏土含量<10%，含少量生物碎屑，可见泥砾，分布不均且大小不一，一般在0.5～2 cm。与下伏地层呈突变接触关系，推测该层为河漫滩-河口湾沉积。
15)38～58 m:灰色黏土夹青灰色粉砂薄层。粉砂薄层单层厚度1～5 mm，局部达到1 cm左右，发育水平层理[图3(g)]、脉状层理、波状层理和透镜状层理[图3(f)]，富含有机质。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河漫滩-河口湾沉积。
16)19.4～38 m:深灰色淤泥质黏土夹粉砂，富含有机质，轻微臭味，具透镜状层理、脉状层理与波状层理。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为浪基面之下的浅海沉积。
17)4～19.4 m:黄绿色含黏土粉砂夹黏土。浅黄绿色含黏土粉砂，夹细砂透镜体，发育包卷层理、水平层理、波状砂纹层理、韵律层理。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为三角洲前缘的河口坝沉积。
18)2～4 m:青灰色含黏土粉砂，具水平纹理，间夹黄褐色黏土，局部地区具有铁锰侵染现象，含少量生物壳碎屑，黏土夹层宽1 cm左右。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为受潮汐影响的三角洲平原沉积。
19)0.5～2 m:棕黄色含粉砂黏土。具水平纹理，含有少量的铁锰结核，大小为1×1 cm左右，不均匀分布，粉砂含量5%～10%。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为受潮汐影响的三角洲平原沉积。
2.2 海门NTZK02孔地层特征与环境解释
海门NTZK02孔(图4)位于江苏省海门市，钻孔深度128 m，获得无扰动岩心111 m，岩心采取率87%，除下部砂砾石层取芯率较低且原始沉积构造遭到扰动外，其余基本连续。
该孔分为19层，自下而上依次为:
1)117～128 m:灰色、青灰色、灰绿色中细砂夹青灰色粉砂，发育水平层理和单斜层理。与下伏地层接触关系不明，推测该层为河床沉积。
2)104.8～117 m:灰色、灰黄色砂砾层夹灰色、青灰色含砾细砂，底部发育底冲刷构造。与下伏地层呈突变接触关系，推测该层为河床沉积。
3)103.8～104.8 m:灰色、青灰色含砾细砂岩，底部见灰黑色木屑层，发育平行层理。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河床沉积。
4)88.2～103.8 m:灰色、青灰色细砂和粉细砂，发育水平层理、低角度单斜层理。与下伏地层是渐变接触关系，推测该层为河床沉积。
5)81.4～88.2 m:灰色、灰黑色黏土，富含有机质[图3(h)]。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河漫滩沉积。
6)80.0～81.4 m:灰色、青灰色细砂，发育水平层理。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河漫滩沉积。
7)67.5～80.0 m:灰色、灰黄色含砾中粗砂[图3(i)]夹灰色、青灰色细砂，底部见冲刷面构造，具槽状交错层理、平行层理，岩心整体较破碎。砾石含量占15%～20%，大小为2～15 mm，次圆状，分选一般，砾石成分主要为石英岩、石英砂岩。与下伏地层呈突变接触关系，推测该层为河床沉积。
8)62.8～67.5 m:上部以发育灰色、灰绿色粉细砂为主;下部以发育灰色、青灰色粉砂为主。在63.3～65.4 m处发育宽10 mm左右的炭屑夹层，具水平层理。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河床沉积。
9)51.0～62.8 m，灰色-灰褐色含粉砂黏土[图3(j)]与粉砂互层，具水平层理、韵律层理、小型槽状交错层理。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河漫滩沉积。
10)46.2～51.0 m，灰色、灰白色含砾粗砂夹深灰色黏土薄层，黏土单层厚5～10 mm，具水平层理、平行层理、韵律层理[图3(l)]、槽状交错层理，层间和底部见冲刷面构造[图3(k)]。岩心整体较破碎，砾石含量占5%～10%，大小一般为2～5 mm，次圆状，分选一般。与下伏地层呈突变接触关系，推测该层为汊道河床沉积。
11)40.8～46.2 m，灰色、灰白色细砂夹深灰色黏土薄层，具水平层理、透镜状层理。黏土薄层单层厚1～15 mm，局部地区有轻微的铁锰侵染，见0.1cm大小的铁锰小结核。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河漫滩-河口湾沉积。
12)36.6～40.8 m，深灰色黏土夹灰色粉砂、细砂，具水平层理、透镜状层理、平行层理、韵律层理。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为河漫滩-河口湾沉积。
13)28.8～36.6 m，深灰色淤泥质黏土夹灰色粉砂、细砂，具水平层理、透镜状层理、平行层理、韵律层理。在30.55～30.75 m和31.8～32 m处发育生物屑细砂。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为近岸浅海沉积。
14)27～28.8 m，深灰色淤泥质黏土[图3(m)]，富含有机质，具轻微臭味，发育水平层理。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为近岸浅海沉积。
15)22.9～27 m，深灰色淤泥质黏土[图3(o)]夹灰白色粉细砂，具水平层理、透镜状层理、韵律层理。底部26.7～27.0 m发育生物屑细砂[图3(n)]，生物屑含量高。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为近岸浅海沉积。
16)20.4～22.9 m，上部灰褐色黏土为主，下部青灰色粉细砂为主。具水平层理、透镜状层理、平行层理，含少量的生物碎屑。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为近岸浅海沉积。
17)3.0～22.9 m，灰色-青灰色粉砂夹灰色-灰褐色黏土，具水平层理、透镜状层理、单斜层理，发育10 mm左右宽的炭屑夹层。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为三角洲前缘河口坝沉积。
18)0.3～3 m:灰色含粉砂黏土，具水平层理。局部地区有轻微的铁锰侵染，见0.1 cm大小的铁锰小结核。与下伏地层呈渐变接触关系，推测该层为受潮汐影响的三角洲平原沉积。
3 下切河谷相序特征
3.1 下切河谷沉积相描述
通过选取长江三角洲河口地区晚第四纪下切河谷区5口钻孔的岩性资料，进行岩性对比，结合前人在该区域的研究(图5)，可将该区域晚第四纪以来沉积相带划分为河流相、近岸浅海相、三角洲相和强潮河口湾相。
3.1.1 河床相
河床相底部主要是由含砾中粗砂和粗砂构成，发育底冲刷构造，砾石通常为次圆状或次棱角状，成分主要是石英岩或石英砂岩。中上部沉积物变细，主要是由中细砂和细砂组成，可见平行层理、单斜层理和交错层理。通常情况下河床内部沉积组合是由若干个向上变细的沉积序列叠置而成。河床相在整个长江三角洲下切河谷地区都有发育。
3.1.2 河漫滩-河口湾相
河漫滩-河口湾相主要有灰色-青灰色粉细砂和灰色-灰褐色黏土构成，含植物碎屑、植物根系，薄层的炭屑，夹砂质透镜体和富含有机质的黏土沉积物。该相带含少量有孔虫等海相生物化石，发育水平层理、脉状层理、波状层理和透镜状层理。该类沉积物有潮汐作用影响留下的痕迹。主要发育在河流的中下游。
3.1.3 浅海相
浅海相沉积物主要由深灰色淤泥质黏土夹粉细砂构成。富含有机质，发育水平层理和透镜状层理，除局部粉细砂夹层厚度达10～30 cm，多数情况下是厚度几十厘米的泥质沉积物夹1～2 mm厚的砂质纹层。粉细砂夹层富含生物屑，可见垂相虫孔，虫孔中充填砂质沉积物，主要发育在河流的中下游。
3.1.4 三角洲相
三角洲相沉积物主要是由粉砂、黏土、含粉砂黏土和含黏土粉砂构成。发育水平层理、透镜状层理、平行层理和波状层理。与下伏的近岸浅海相泥质沉积物构成一个向上变粗的沉积序列，富含河口相有孔虫且保存较好。主要发育在长江下切河谷的中下游，此时古长江由强潮沉积转变为中潮沉积。
3.1.5 强潮河口湾相
强潮河口湾相主要由分选极好的粉砂构成，局部夹黏土纹层，发育脉状层理，粉砂内部层理不太发育。底部具有明显的侵蚀面，埋深厚度达到50 m，砂质沉积物一直延伸到顶部。主要发育在长江下切河谷的上游，Lp12井正好处于强潮口，由较纯净的粉细砂构成，直接与底部的河床相沉积相连。
3.2 主要界面与层序结构
层序界面是确定沉积层序的主要依据，也是划分沉积体系域重要的标志。我们选取的连井剖面(图5)正位于下切河谷区，下切河谷的底部侵蚀面是河流基准面下降到最低点而形成的，该侵蚀面是识别下切河谷的重要依据。最大海泛面(MFS)是海侵达到最大范围的沉积面，在河口地区取决于多种因素，包括底部坡度、河流泥沙来量、海平面上升速率等等[10]。
3.2.1 亚间冰期(LG)海侵旋回的底部侵蚀面和层序界面
图5中5个钻孔都位于下切河谷区，Lp12钻孔、Lp5钻孔、Bg16钻孔和NTZK02孔底部发育的大套砂砾石沉积是亚间冰期(LG)海侵旋回的侵蚀面和层序界面。而位于图中最东边的NTZK01钻孔在112 m处砾石层并未十分发育，还未到达LG海侵旋回的底部，表明亚间冰期(LG)海侵旋回期间古长江河道在自西向东下切深度加深，与河流回春作用息息相关。NTZK01钻孔和NTZK02钻孔在LG海侵旋回的顶部发育黏土沉积，为LG海侵旋回发育的河漫滩沉积。而位于下切河谷中上游的Lp12钻孔、Lp5钻孔和Bg16钻孔，LG海侵旋回是由细砂沉积和砂砾石沉积组成，由多期河床叠置而成河流相沉积，顶部的河漫滩黏土层被PG海侵旋回的底部河床沉积侵蚀。5个钻孔的LG海侵旋回的最大海泛面附近沉积的泥质细粒沉积物都未能保留下来，表明长江河口地区亚间冰期(LG)海侵旋回只保留下来不完整的海侵旋回。
3.2.2 冰后期(PG)海侵旋回的底部侵蚀面和层序界面
冰后期(PG)海侵旋回是发育于亚间冰期(LG)海侵旋回之上的有一套沉积旋回，距今约15 000年左右。古河谷的底部侵蚀面和河流间地的古土壤层就构成了区域不整合面，冰后期(PG)海侵旋回就是在该不整合面上沉积的。图5中5个钻孔PG海侵旋回的底部都发育大套灰色-灰黄色含砾中粗砂粗粒沉积，为该旋回的底部侵蚀面。该侵蚀面之上Lp5钻孔、Bg16钻孔、NTZK01钻孔和NTZK02钻孔自下而上依次发育河流相，近岸浅海相和三角洲相。而Lp12钻孔由于位于PG海侵旋回的强潮口位置，后期沉积与河床相之上的细粒沉积物都被侵蚀殆尽，自下而上发育河流相和强潮河口湾相。
最大海泛面的确定，依据实际情况并遵循以下原则，即:最大海泛面位于冰后期(PG)海侵旋回的下切河谷层序中的海相性程度最高的细粒沉积层中。全新世长江三角洲海侵达到最大范围时约在7 Ka BP[7,12]。依据该原则，Lp5钻孔、Bg16钻孔、NTZK01钻孔和NTZK02钻孔的最大海泛面位于埋深30～40 m之间深灰色淤泥质黏土层的中间(图4)，该层不含粉砂夹层，且颜色最深，出现大量的海相微体古生物。位于最大海泛面之上是海退旋回，之下为海侵旋回。Lp12钻孔较特殊，细粒沉积物被冲刷，所以我们将最大海泛面对应到强潮河口湾沉积底部的沉积间断面上，位于该侵蚀面之上发育海退旋回，之下发育海侵旋回。
4 成藏条件
4.1 生气条件
丰富有机质来源是生物气大量形成的物质基础。以启东NTZK01孔和海门NTZK02孔TOC采样测试结果为例:浅海相的灰黑色淤泥质黏土层，该层的海相有孔虫富集，相对位置较深，是一个还原沉积环境，残留有机质高，全区分布广且稳定，形成于晚期海侵结束阶段，厚度15～20 m左右。NTZK01孔有机碳含量0.19～0.52，平均0.34;NTZK02孔有机碳含量0.14～0.56，平均0.33(表1)。两个孔的淤泥质黏土层的平均TOC值相当，表明当时处在一个比较接近的的还原浅海环境。受海侵影响的河漫滩-河口湾相黏土层，该层海相有孔虫的数量随着海平面的上升增加，形成于晚期海侵的开始阶段，沉积速率快，利于有机质的堆积，残留累计厚度达20 m左右。NTZK01孔有机碳含量0.19～0.65，平均0.46;NTZK02孔有机碳含量0.20～0.57，平均0.34(表1)。黏土层NTZK01孔平均TOC值大于NT-ZK02孔平均TOC值，表明NTZK01孔受海侵影响较早，有机质丰度较高，快速海侵使有机质迅速埋藏下来。通过对比浅海相和河漫滩-河口湾相的细粒沉积物，我们不难发现河漫滩-河口湾相的平均有机质丰度高于浅海相的有机质丰度，这可能由烃源岩的类型、还原环境、有机质的供给和埋藏等各方面原因造成。
4.2 储气条件
根据启东和海门2个气藏区的静力触探试气效果，结合钻孔资料、渗透率测试结果(表2)和静力触探的岩性解释结果，笔者分别对2个气藏区进行了综合剖析(图6，图7)，储层自下而上具有4套:
1)河床相底部的含砾中粗砂层，底水活跃，驱赶着油气向河床顶部中细砂运移，埋深在65～80 m之间。渗透率统计(表2)显示基本都大于200 m D，说明中粗砂连通性好。启东北新镇气藏的静力触探试气效果优越，70 m左右孔孔见气，表明上覆黏土层的生气和封盖条件优越，生成的气量较大，运移至河漫滩砂体成藏后多余的生物气体继续向下搬运，到达河床聚集成藏。海门南海路气藏的静力触探试气效果显示河床的含砾中粗砂层的含气性一般，可能与上覆的黏土层较薄，生烃能力和封盖能力变差有关。
2)河口湾-浅海相的细-粉砂层，分选较好，埋深在40～65 m，渗透率统计显示细-粉砂基本都大于100 m D，表明砂体的连通性优越。启东北新镇气藏在47～65 m之间发育一系列透镜状细-粉砂层相互叠置(图6)，试气效果好、气感强烈、气量足，该处砂体正好位于浅海相淤泥质黏土层和河漫滩-河口湾相黏土层下方，生盖条件特别好且运移距离短，粉细砂本身储集性能优越，砂体展布形态无论在南北向还是东西相都发育较稳定。海门南海路气藏的南北向只有CTHM00孔发育几套的砂体(图7),CTHM11孔和CTHM12孔从静力曲线表现出沙泥互层频繁的特征，3个孔之间的砂体连续性较差(图7)。试气效果来看只有CTHM00孔试气效果强烈，CTHM11孔和CTHM11孔的试气效果都比较弱。海门南海路气藏缺失与上部浅海相相连的河漫滩-河口湾的黏土层，整体的生盖条件变差。
3)浅海相的砂、粉砂透镜体，它们多夹层形式出现，含气的饱和度很高，埋深20～45 m，盖层条件良好，呈现一个自生自储的状态，但是砂体的横向与纵向连续性都较差，难以形成较大的气藏。从2个静力触探解释图中可以看出砂体的厚度薄，展布不连续，从试气效果来观察透镜状砂体的气感强烈但是持续时间短，气量不足。
4)三角洲相的粉砂、粉细砂以及含黏土粉砂，厚度大、埋深浅、储集性能好，但盖层条件差，含气饱和度低，很难使生物气达到一个富集的状态。从试气效果可以看出5～20 m的河口坝砂体中含有生物气，但是气感较弱。
4.3 盖层条件
受海侵影响的河漫滩黏土层和浅海相的淤泥质黏土层是良好的盖层，尤其是浅海相的软塑-可塑性淤泥质黏土最佳。由表2可以看出黏土和淤泥质黏土的渗透率都小于1 m D，其中淤泥质黏土渗透率最低，样品NTZK01-K1为0.045 0 m D，样品NTZK02-K3为为0.746 0 m D，表明黏土层连通性差，封堵作用好。启东北新镇气藏(图6)显示盖层累计厚度达30 m左右，能对下部的生物气储集形成一个很好的封堵作用;而海门南海路气藏(图7)的河漫滩黏土层发育薄，淤泥质黏土层为主要盖层，累计厚度20m左右，封存条件较启东地区差。
5 结论
1)晚第四纪以来长江三角洲下切河谷LG海侵旋回只保留了河流相沉积，上覆的浅海相和三角洲相沉积遭到侵蚀，而PG海侵旋回下切河谷区自下而上依次发育河流相、浅海相、三角洲相和河流相、强潮河口湾相两套不同的沉积组合。
2)亚间冰期(LG)海侵旋回只保留了底部侵蚀面，上部的最大海泛面被顶部的PG海侵旋回的河床沉积侵蚀，只保留下来部分海侵旋回。冰后期(PG)海侵旋回发育一套完整的海侵-海退旋回，底部侵蚀面为该层序的底界面，最大海泛面则发育在浅海相中沉积物最细、海相性最强的淤泥质黏土层。最大海泛面之下为海侵旋回，之上为海退旋回。
3)浅层生物气主要储存于PG海侵旋回的砂体中，浅海相深灰-灰黑色淤泥质黏土层和河漫滩-河口湾相黏土层是优质的烃源岩，河床相顶部及漫滩相连续性好的粉细砂是良好的储层，受海侵影响的河漫滩黏土层和浅海相的淤泥质黏土层是有效的盖层，它们组合在一起，为浅层生物气的勘探与开发提供了优越的条件。
摘要：依据对江苏省启东市和海门市钻孔地层岩心沉积特征的研究,结合两个钻孔83个有机碳含量样品、28个渗透率样品的测试值和钻孔周边18个静力触探孔试气效果统计,讨论了晚第四纪以来长江三角洲河口地区的层序地层特征及生物气的勘探前景。研究表明,晚第四纪以来长江三角洲河口地区LG海侵旋回只保留了底部的河流相沉积,PG海侵旋回自下而上依次发育河流相、浅海相、三角洲相和河流相、强潮河口湾相两套不同的沉积组合。亚间冰期(LG)海侵旋回只保留了底部侵蚀面,冰后期(PG)海侵旋回发育一套完整的海侵-海退旋回,底部侵蚀面为该层序的底界面,最大海泛面则发育在浅海相中沉积物最细、海相性最强的淤泥质黏土层中。研究区生物气的生储盖条件优越、试气效果好,为后期的生物气勘探与开发提供了优越的条件。
层序特征 第8篇
20世纪80年代,Vail等在地震学的基础上提出了层序地层学理论。90年代,层序地层学的理论研究和实践的热点从海相盆地转向陆相盆地,且成为层序地层学发展的一个重要方向。关于冲积～河流相层序地层学研究较少,且多局限在近海区域或大单元的粗略分析,尚未获得类似海相、陆相湖盆的研究成果。
1 区域地质概况
沾化凹陷位于我国东部重要的含油气盆地济阳凹陷的东北部,其西北以义和庄、埕东凸起与车镇凹陷相隔,南部与陈家庄凸起相接,东南以垦东凸起为界。沾化凹陷新近系包括馆陶组和明化镇组,属于河流～泛滥平原相为主的碎屑岩沉积,其中馆陶组下部为块状砂砾岩,向上变为砂岩与泥岩不等厚互层;明化镇组以泥质沉积为主夹透镜状砂岩,是浅层天然气良好的区域性盖层。
2 新近系层序及体系域类型
馆陶组时期,整个渤海湾地区进入凹陷阶段,层序地层发育具有凹陷型演化模式特征。沾化凹陷也不例外(见图1),从层序边界形式上来看,馆陶组超覆于一切老地层之上,形成了馆陶组与下伏地层之间的角度不整合接触,下伏地层多为古近系东营组。该不整合面在凹陷内广泛分布,属Ⅰ型层序界面。明化镇组时期,区域内沉积较稳定,与下伏馆陶组之间没有明显的沉积间断证据及不整合存在,故属于连续沉积。其上覆地层为第四纪平原组,主要为河流相、洪积相夹海相地层沉积,局部有火山喷发,二者之间未发现明显沉积间断,区域内为连续沉积。
馆陶组沉积早～中期,凹陷内地形起伏较为明显,基准面位于地表附近并略有上升,沉积范围缓慢扩大,沉积特征上表现为纵向上相互叠置、横向上连片,分布较为广泛的辫状河砂砾岩体,表现为弱反射或空白地震反射特征,相当于海相层序地层中的低水位体系域。馆陶组沉积早期,发育一系列冲积扇及辫状河,构成了冲积扇～辫状河体系;中期,冲积扇及曲流河发育,构成了冲积扇～曲流河体系。馆陶组沉积后期,随着基准面上升,在较高可容空间背景下,河道砂体由较为发育逐渐转变为较少叠置,砂层厚度以中等为主,自下而上单层砂岩厚度逐渐变薄、颗粒变细,为正粒序旋回。地震反射表现为中等振辐、中等～弱连续的地震反射,自然电位曲线多表现为砂泥互层,幅度自下而上逐渐降低,并以中等～低幅为主。河流类型由低弯度曲流河逐渐过渡为高弯度曲流河,相当于海相层序地层中的海侵体系域。
明化镇组沉积早期,在高可容空间背景下,河道砂体很少叠置,基本上表现为相对孤立状态,而且砂层厚度小、非均质性强,自然电位曲线表现为薄层中～低幅负异常与厚层块状的泥岩基线间互,相当于海相层序地层中的高水位体系域。
明化镇沉积晚期,由于基准面上升,可容空间逐渐减小,粗碎屑沉积增多,不但砂层厚度较大,而且砂体在平面上分布范围较高位体系域广,因而地震剖面上表现为中等振幅、中等连续反射,相当于海相层序地层中的海退体系域。
由以上分析可以看出,冲积～河流相沉积的体系域构成类似于海相层序地层学,具有四分性特点,同时考虑到冲积～河流相层序地层发育特点,在体系域定名上,本研究倾向于借鉴陆相湖盆层序地层学中体系域的定名方法,定名为低位体系域、扩张体系域、主位体系域和收缩体系域。
3 中期基准面旋回与准层序组类型
对于冲积～河流环境下形成的地层,中期基准面旋回的识别标志主要有河道下切作用形成的不整合或不协调的地震反射终止现象、地层剖面中的冲刷现象及其上覆滞留沉积物、砂岩或泥岩厚度的旋回性变化、短期旋回叠加样式等标志来识别。其中,由于地震剖面分辨率、岩心井数及分布等限制,尤以砂岩或泥岩厚度的旋回性变化、短期旋回叠加样式等标志应用更为广泛。大规模侵蚀作用的存在代表着基准面较大幅度的下降,多期河道砂体间的相互切割与叠置反映其沉积接近基准面由降到升的转折位置。在此转折位置附近,随着基准面的上升,沉积了低可容空间下以河道砂体为主的短期旋回。因此,可以认为在低可容空间背景下形成的平面上分布较为广泛的以河道砂岩体为主的短期旋回代表了一个中期旋回的开始。短期旋回的叠加样式是在中期基准面下降或上升的过程中,在大致相似的背景下形成的一套成因上有联系的岩石组合,这些叠加模式或岩石组合常具有鲜明的测井响应。根据多口井的统计分析可以识别出3种类型的叠加模式:1)垂向加积型:特征为每一短期旋回(或河流自旋回)与下伏旋回的厚度和砂泥比值基本不变,短期旋回或仅表现为上升半旋回,或为以上升半旋回为主构成的极不对称的升降旋回,多出现于馆陶组沉积早期和明化镇组沉积早～中期;2)退积型:一般表现为以上升半旋回为主的不对称升降型,而且每一个短期旋回与下伏旋回相比,厚度逐渐增大,砂泥比值变小,多出现于馆陶组沉积中～后期;3)进积型:特征为各短期旋回自下而上厚度减小,砂泥比值增大,反映河流作用加强,主要分布于明化镇组沉积后期的凹陷外围。
4结语
沾化凹陷新近系属Ⅰ型层序,其中发育冲积～河流相沉积,体系域分为低位体系域、扩张体系域、高位体系域和收缩体系域四种类型。伴随着体系域类型的演化或转变,沉积体系及相类型也随之发生变化,其中,低位体系域主要发育冲积扇～辫状河沉积;扩张体系域由辫状河向曲流河过渡;高位体系域主要发育曲流河沉积,泛滥平原亚相广泛分布;收缩体系域由曲流河向辫状河过渡。准层序组类型与经典层序地层学中类型相似,但是其内部各准层序以正韵律为主。
参考文献
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