【doc】内陆凹陷层序地层的关键界面及其有关问题：以东营凹陷沙二段和沙？…

【doc】内陆凹陷层序地层的关键界面及其有关问题：以东营凹陷沙二段和沙？… 内陆凹陷层序地层的关键界面及其有关问 题:以东营凹陷沙二段和沙,… 2000年1月 地层学杂志 JOURNAl,OFSTRATIGRAPHY第24卷第1期 _i8—3> 诲.《 翌p懒?——以东营凹陷沙二段和沙三上亚段为例/一'/ 郫金华张哲王柏轩 (中国j_球再军葶北武汉430074) 摘要:在将内陆凹陷和海盆作大致类比的前提下,运用测井,岩心和露头层序地层学的一般原理,在研究层段识 别出4个下切性层序界面.界面的主体部分常是岩相突变面,岩相转换面或仅从冲积地层内部穿过.河口附近的下 切探度大致等于下切期间湖水面下降幅度碱击基底沉降幅度之差=由此可粗略证明,东营凹陷始新统和渐新统问 的界面是在基底沉降速率大致为0的条件下仅由湖水面下降所形成.湖进面和最大湖泛面可按层序发育原理鉴 别,由于湖水面常大起大落,因而最大湖泛面和高位体系域很容易被后继层序界面的形成作用所清除湖盆与海盆 的重要区别是它狭小,封闭,因而至少在基底沉降缓慢,供屑速率较高的层序发育期,很可能投有典型凝聚层形成. 关羹词:内陆凹陷,层序地层,关键界面,下切深度,凝聚层,始新统,浙新统,山东矗J7乞 中圈法分类号:P534.7文献标识码:A文章编号:0253—4959(2000)01—0078—06,1一J 内陆凹陷是我国重要的油气勘探开发区,其层 序地层研究几乎始于层序地层学传人我国的同时, 几年来也已取得了一些重要研究成果,但在测并和 岩心精度上作短周期大范围的层序划分和对比,尤 其在关键界面的识别方面仍显得比较薄弱.内陆凹 陷的构造类型复杂,汇水水域狭小,封闭,碎屑供应 几乎全都具有多源,多向和近源的特点,这些都使海 相层序地层模式难以在这里简单套用.另一方面,作 为一个盆地系统,凹陷内的汇水湖泊及周围的导水 河流的地层学行为也受基准面的控制,因而层序地 层学的某些基本原理仍是处理内陆凹陷的基本准 则.已经有人提到,大型湖泊实际上就相当于缩小了 的海洋(王东坡等,l994).为了能从根本上将内陆凹 陷的层序地层研究科学地纳入到一般层序地层学的 理论框架内,有必要类比绝对和相对海平面明确提 出绝对和相对湖平面的概念,即将绝对湖平面定义 为湖水水面相对地球内部某个固定点(如地心)的高 程,将相对湖平面定义为湖水水面相对凹陷基底的 高程.虽然这个绝对湖平面是区域性的,而且要比绝 对海平面更容易受到局部因素的影响,但层序地层 学研究的只是该平面在该区域内升降时的地层效 应,而不是它的真正高程或升降的原因.另一个重要 类比是将湖水水面大致看成是湖泊中的基准面.这 看起来很自然,但涉及的问题却较多.最大问题是, 将内陆凹陷放到更广阔的海陆背景中,凹陷内的湖 八五"畦利油田横向协作项目. 原稿收剜日期:1997—11—06f恪改穑收到日期:19990927. 第一作者筒升:1943年9月生,男,瑚北武攫^,剐教授,从事沉 积学教学与研究. 水面可能并不是沉积和侵蚀的最终制约因素.但在 湖盆所在的凹陷之内,只要湖泊还存在,将湖水面看 成是暂时的和区域性基准面应该还是合理的.在许 多研究实例中,凹陷内的地层发育看来也允许作这 样的类比.在这种指导思想下,我们在东营凹陷的 20IEI钻井中,运用测井,岩心和露头层序地层学原 理,对其中始新世末到渐新世的层序地层作了研究. 以下以始新世末期沙二段和沙三上亚段为例,介绍 几种关键界面的发育特性,并对几个相关问题进行 讨论. 一 ,目的层段的地质撅况 东营凹陷是渤海湾盆地济阳坳陷中的次级构造 单元,为早第三纪区域性引张应力场中的半地堑箕 状凹陷,其基底沉降主要受北部和西部铲式基底太 断层(正断层)的控制(帅德福等,l987).在目的层段 沉积期,沉降中心大致位于河84井至樊l3井一线 (图1).以沉降中心为界,凹陷可分为陡缓两个斜坡 带:西北部的陡坡带比较狭窄,以太断层的断层面为 基底;东南部的缓坡带是凹陷的主体,主要沉积作用 均发生在这个带内.它以大断层上盘的顶面为基底. 在断层活动时,缓坡带基底的沉降速率太体上向着 沉降中心方向逐渐加大,这与缓坡型被动陆缘的基 底沉降颇有相似之处凹陷内整个下第三系除底部 因埋深较大,目前还知之不多外,以上地层的划分已 没有太大争议( 表 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 1),划分主要依据介形类,腹足 类,轮藻和沟鞭藻等(石油化学工业部石油勘探开发 规划 污水管网监理规划下载职业规划大学生职业规划个人职业规划职业规划论文 研究院等,l978a,b,c,d),因而已多少具有生物 1期邬金华等:内陆凹陷层序地层的关键界面及其有关问题 图1东营凹陷基底断层分布和研究井孔位置 断层的断层面倾角为:陈甫断层东段30.,4O,西段l0,20..平南断层40.,60,高青 断层30,50' 地层的性质.另据地震剖面,其标准反射层均可与划率增高,湖水深度逐渐变浅,成 为东营湖盆演化史上 分 方案 气瓶 现场处置方案 .pdf气瓶 现场处置方案 .doc见习基地管理方案.doc关于群访事件的化解方案建筑工地扬尘治理专项方案下载 中的相应地层拟合(帅德福等,1987).虽然这 些生物中有许多是地方性属种,地震分辨率也不太 高,各井L地层组段的具体界线也许并不十分准确, 但它在不同井孔层序界面的对比上仍具有不可或缺 的重要参考价值 表1东营凹陷下第三系地层系统 (引自帅蔼福等.1987) 地层系统地质时代绝对年龄(Ma) 东营组上 一 段渐新统下 上380 二段 下 上上 沙河街组三段由 下—— 上由始新境 四段由 下 一 段上 下由 孔店组二段下 上古新境? 三段下 沉积相研究表明,目的层段下伏的沙三中下亚 段是基底沉降速率最快,相对瑚水位最高时期沉积 的(蔡进功等,1995),其时供屑速率极低,凹陷内深 湖,超深湖广布,水深可达300m以上(刘进锡等, 1987).进人目的层段沉积期,断陷活动减弱,供屑速 傅瑾平,孔凡仙,王文林.1994.东营凹陷丰旬造研究(胜利石 油管理局科技攻关成果 报告 软件系统测试报告下载sgs报告如何下载关于路面塌陷情况报告535n,sgs报告怎么下载竣工报告下载 ). 一 个重要转折过渡期.在此期间,凹陷南至东部一线 供屑首先加强,出现了一个建设型三角洲井很快发 展壮大.东北源供屑稍后也加人进来,使三角洲总体 上顺凹陷长轴方向由东向西推进.北到西源供屑一 直比较微弱,有限的碎屑供应主要被邻近的陡坡带 接纳.尽管这个时期的相对湖水位整体下降,但此前 深湖,超深湖贮备的大量可容纳空间仍有相当部分 是可资利用的,特别是在这个整体下降过程中还叠 加有短周期的上升,高的供屑速率在使人湖河流不 断加积的同时,还可以在向瑚方向上堆积成向上变 陡的前缘陡坡,一种类似于陆坡坡折的地文条件就 可在河湖过渡带内形成(Helland—Hanseneta1., 1994),这就为再沉积型重力流的发育创造了条件. 因此,河流,三角洲,湖泊和各种扇体就成了目的层 段的主要沉积相类型. 二,层序界面 内陆湖水位通常会大起大落(李思田等,1995), 这就易于形成大范围的不整合面.根据这一特点,我 们在目的层段内共识别出4个层序界面(从下往 上),SB和SB位于沙三上亚段之内,SB位于沙二 上下亚段之间,即始新统和渐新统之间的界面,SB. 大致位于沙二上亚段的近顶部(图2).这些界面的 共同特征是,在界面的局部位置都可见到岩相呈跳 跃性向盆迁移的现象.在那里,界面之下是湖泊或前 三角洲沉积.界面之上是三角洲平原或河流沉积,从 而成为一个特征的岩相突变面.不同的是,这些岩相 地层学杂志24卷 29355J81莱 ;};_{-一'?-?一 固.匿皿臣互[][口s圃 图2东营凹陷沙二段和沙三上亚段层序地层的关键界面(资料来自胜利石袖地质科学研究院地层分层数据表1989一) 研究井间距未按比倒.测井曲线左为自然电位右为视电阻辜(牛28井上部缺如)SSz.S分别表示眇一段抄二段和抄三上 亚段盈其底界.SB-,SBz,SB3,SB,TS-TSz,1和MFS分别为相应层序的底界面瑚进面和最大潮茬面1三角洲平原或河 流;2.三角洲前缘l3.低位扇}4其它扇;5瑚泊{6.碳质页岩i7碳酸盐岩}8断失层段 突变面在界面中的位置依SB到sB的顺序逐渐向面常是缓坡带层序界面的主体.只有SB中出现了 北向西有所转移.这是目的层段沉积期,相对湖水位 整体下降和总的充填方向决定的. 众所周知,岩相突变面是下切性层序界面的典 型标志,但它出现的部位却不是下切面向湖(或海) 方向延伸的最远位置,因为下切面形成之后的相对 湖水位上升会使湖水向着下切谷内倒灌,导致谷内 出现三角洲前缘,甚至前三角洲或湖泊沉积,这样, 下切面的上下岩相在这里就是连续的了.这时要确 切判定下切面的向湖边界较为困难,这里粗略地将 可与岩相突变面对比的三角洲前缘底面的向湖延伸 最远处定为它的向湖边界.这样处理的潜在问题是, 高的供屑速率可能会使低位三角洲前缘在向湖方向 上超过下切面边缘,这就扩大了下切面的范围.因而 这样确定的下切面只是该面向湖分布范围的上限. 缓坡带比岩相突变面更东和更南的区域,因其 基底沉降速率更小,自然更是下切面或无沉积作用 面的发育区.从供屑态势看,凹陷内可能常有多条流 向不同的河流活动,在它们一起下切和拓宽的行为 中,大部分无沉积作用面可能都难以存留,因而下切 较大范围的无沉积作用面(图2中的SB/TS),推 测这是下切时限短暂,河道拓宽作用尚不强烈的缘 故.这部分下切面的上覆地层无疑也是三角洲平原 或河流沉积,但它的下伏地层是何种沉积则与前期 层序的相带展布和下切深度有关,即可能是三角洲 前缘(向湖方向),也可能是河流沉积(向陆方向).如 果是前者,下切面就是一个水下一陆上沉积的相转 换面;如果是后者,下切面上下就都是河流沉积,这 时的界面鉴别就要在纯河相地层中进行,这是目前 层序划分中的一个难点据近年来的研究,在界面通 过处,除常有强烈的冲刷切割外,界面之上还常有密 集堆朵的河道砂体,且每一个都有向下切割的现象 (Olseneta1.,1995).然而,这些特点只会在河道摆 动范围之内出现,其他部位则因河流的无规律漫溢 而为不同时限的无沉积作用面,就是说,层序界面在 整个河流沉积体系中的定位问题并未彻底解决(邬 金华等,l997).实际工作中,我们考虑了河道砂的堆 朵密度,同时也参考了地层组段的划分界线.在东营 凹陷中,这样的界面不占重要位置. ,一,?一.聂【.世E?.,一?一?. I期邬金华等:内陆凹陷层序地层的关键界面厦其有关问题81 在缓坡带较靠近沉降中心区域的下切性层序界 面发育的时限以内,陡坡带因基底沉降要慢得多(如 果不是静止或抬升的话),也会发育一个下切性层序 界面.理论上.它开始和终止下切的时间通常会分别 早于和晚于缓坡带的同一界面.但在目前陆相地层 等时划分所能达到的精度上.它们的对比可能没有 问题. 海相层序地层在不同区域(如洲际)问的对比必 须借助生物地层,磁性地层或年代地层资料(Haqet a1.,I988),同样.内陆凹陷不同区块层序界面的横 向对比也必须在这类地层框架内进行.这是因为层 序划分本身并不能提供等时性对比的依据(Miall, 1992). 类比人海河的地层学行为,河口处的下切是绝 对湖水面(以下简称湖水面)下降速率超过了那里基 底沉降速率的结果,而下切深度则等于下切期闻湖 水面下降幅度减去基底沉降幅度之差.由于下切是 从河口附近的三角洲前缘坡折处开始的,该三角洲 前缘的顶面又与本层序的湖进面重合,故河口附近 的下切深度可大致用那里下切面的最低点到同层序 湖进面间的地层厚度(忽略压实J来表示.由此,SB 在缓坡带牛8井处的下切探度大约已达I20m(圈 2),这意味着下切期间湖水面的下降幅度要比这更 大,这正好印证了沙三中上之交东营湖盆那个重要 的演化转折期.自此以后,凹陷内再也投有出现过大 面积深湖,超深湖的水域了.我们还发现SB.的下切 深度在陡坡带的坨27井和缓坡带的纯87,梁6I,河 87等多个井位大约都是50m.这说明在SB下切期 间,这些井位处的基底沉降幅度都相等:要么都沉降 了某个值,要么都投有沉降(静止的).但陡缓两坡分 属正断层的上下盘,它们同时沉降相同幅度的可能 性极小,因而.SB;这个界面就授可能是单纯由湖水 面下降50m所造成的.作这样的推演或许有些粗 略,但它至少表明这时基底大断层的活动已极其微 弱.这就涉及到一个问题,即地质历史中许许多多不 整合界面的形成是否都要依赖构造运动,其中一部 分是否只是海湖平面降低的结果.Haq等(I988)全 球海平面升降曲线的编绘实际已包含了对这一问题 的思考,尽管该曲线的本身尚处在争议之中. 同海盆类似,在下切性层序界面发育期闻,只要 河口前方存在足够长的前缘陡坡,下切产物连同正 常河流载荷一起就可能以盆底扇形式沉积在较深水 部位,在随后的低位楔时期也可能继续发育斜坡扇. 此外,在湖盆中也常有其他扇体发育,其中最常见的 是导源于三角洲前缘斜坡的垮塌扇,它们在高水位 早期最容易出现(HellandHansenetaZ..I994).如 何区分这两种扇体也是层序地层工作中的一个难 点.就东营凹陷而盲,由于下切作用常常深入到冲积 区,盆底扇的最粗粒级常可达到细砾级,且砂,泥比 较高,而三角洲前缘的粒度普遍较细,因而垮塌扇的 最粗粒级至多只达到中砂(普遍为粉细沙),砂/泥比 也较低.另外.由于湖盆的相对狭小和封闭,在湖进 和高水位期间,湖盆内部悬浮性沉积速率不易大幅 度降低,因而不同层序盆底扇常被较厚的湖相泥岩 隔开,不象海底扇那样,常是多个层序盆底扇的叠合 体,这对湖盆内部层序界面的判定是有利的. 三,湖进面,最大湖泛面和凝聚层 圈2中各层序的湖进面在河湖过渡地带表现为 低位楔时期三角洲平原或河流沉积被湖相泥岩或三 角洲前缘砂岩较大面积复盖,或低位三角洲前缘砂 岩被湖相泥岩较大面积复盖,成为一个岩相向陆迁 移的标志面.这是相对湖水位上升到被切三角洲前 缘坡折后,地势突然变得平缓而形成大范围湖侵或 水下可容纳空间突然增大的结果.因此,湖进面必然 会与本层序底界面中的无沉积作用面重合(图2中 的SB/TS:).但该面在较偏陆一侧的表现却与供屑 速率有关若供屑较快,这里的湖进三角洲前缘就会 直接复盖在低位三角洲前缘之上,使湖进面缺少明 显的鉴别标志.然而,湖进三角洲的向湖推进总是滞 后于湖进面时刻,因而它的底部一般均有较发育的 前三角洲沉积.这可能是利用测井和岩心资料辨认 这一区域湖进面的唯一可行 方法 快递客服问题件处理详细方法山木方法pdf计算方法pdf华与华方法下载八字理论方法下载 (牛14井的TS, 河84,梁5井的TS.).在更向陆的冲积平原区,湖进 面或与之相当的面更难以确定.研究表明,在三维空 间中冲积地层的垂向砂/泥比会随基准面抬升速率 的增高而降低(Oisenet.,1995);在人海河的情 况下,至少近海冲积平原的基准面要受相对海平面 的控制(ShanleyetaZ.,1991);已进行的物理模拟实 验在宏观上似乎也再现了这种地层响应(Kosset aZ.,1994).我们认为这些作用原则上也适用于内陆 凹陷;实验中模拟的汇水区也并非一定就是海洋.所 以在图2中,冲积区内与TS和TS.相当的面就被 大体上置于了垂向砂/泥比较小的部位,尽管那里可 能并不存在某个通常意义上的物理性界面(OIsenet ai..1995). 湖进面之后,相对湖水位继续上升,当湖进体系 域中的三角洲前缘或湖相泥岩向陆分布最远时,它 的顶面就标识了一个最大湖泛面.但由于湖泊水面 常大起大落,这个最远位置有时会抵达到接近凹陷 82地层学杂志24卷 的边缘,在后继层序底界面的形成作用中,这个最远 位置以及整个高位体系域(甚至包括湖进体系域上 部)的向陆部分很容易被消除掉.图2中除层序1的 最大湖泛面(MFS)和部分向湖方向的高位体系域 被保存下来以外,层序2和层序3的最大湖泛面和 它向陆部分的高位体系域都未能保存下来.这可能 与整个这段时间的基底沉降速率均很小有密切关 系. 凝聚层是层序地层构架中的一个重要穿时性层 段,在许多讨论湖泊层序的文章中都提到过凝聚层 问题.按原理湖泊凝聚层的沉积从胡进开始到最大 湖泛之后结束.这段时间相对湖水位上升速率较快, 活跃的砂质沉积中心不断远离湖心区,造成湖心及 其附近或更向陆一侧的沉积速率降低,从而形成凝 聚层.然而是否在任何一个湖泊层序发育中都有凝 聚层形成是有疑问的.在许多时候,在层序界面形成 后,湖盆水域已大为缩小,湖进面出现时的湖水水域 也没有太大扩张,周围多源供屑都向这个相对狭小, 封闭的水体汇聚,即使在整个湖进和高水位早期,砂 质沉积中心可能已经远离,但大量悬浮物质并不能 使这里沉积速率大幅度下降.这与开放性海盆常只 单方向供屑,悬浮物质极易稀释飘散不同.因而我们 倾向于认为,在El的层段没有典型凝聚层形成.当 然,我们也注意到,El前对凝聚层的鉴别还投有严格 的量化指标,将湖进到最大湖泛之间沉积在湖心和 其外围一带的湖相泥岩看成是湖泊中特有的凝聚层 似乎也无不可.问题是,无论从哪方面看,尤其在基 底沉降速率较小,供屑速率又较大的背景中,这种凝 聚层可能就是分属胡进体系域和高位体系域较早时 期沉积的湖相泥岩,将它们从体系域中分割出来再 合并成一个"凝聚层"不会有任何地层学意义. 四,结语 内陆凹陷与海盆有很大区别,但在某些方面也 可类比,因而层序地层学的一般原理仍是解决湖泊 及其相关地区层序问题的基本准则.湖泊层序常在 湖水面大起大落中形成,冲蚀下切性层序界面容易 大面积产生,但岩相向盆呈跳跃性迁移的标志一般 只会出现在界面中的局部位置,其他位置可能只是 一 个水下一陆上沉积的相转换面(向湖方向),也可 能完全在冲积地层内部穿过(向陆方向).在河13附 近,下切深度大致等于下切期间湖水面下降幅度和 基底沉降幅度之差.由此可粗略证明,东营凹陷始新 统和渐新统间的不整合面是在基底沉降极其缓慢, 甚至可能为零的背景下形成的层序内的湖进面和 最大湖泛面可按层序地层学原理判定,但在基底沉 降速率很小的情况下,最大湖泛面和高位体系域的 向陆部分很容易被后继层序界面的形成作用清除 掉.在朝泊层序的发育过程中是否总有凝聚层形成 是一个值得讨论的问题.我们倾向于认为,至少在基 底沉降速率较小,供屑速率较大的演化阶段,湖泊层 序中不存在典型凝聚层. 研究过程中,始终得到胜利石油地质科学研究 院的大力协助,在此表示衷m感谢. 参考文献 王市坡,刘立,1994大陆裂谷盆地层序地层研究.岩相古地理,l4 (3):19. 石油化学工业部石油勘探开发规划研究院,中国科学院南京地质古 :科 生物研究所,197~a.融海挎铪岸地区早第三纪舟形类.北京学出版社.i--31 石油化学工业部石油勘探开发规划研究院,中国科学院南京地质古 生物研究所1978b渤海{夸罱岸地区早第三纪腹足类.北京:科 学出楹牡123. 石油化学工业部石油勘探开发规划研究院,中国科学院南京地质古 生物研究所,1978c漪海湾沿岸地区早第三纪轮藻类.北京:科 学出版社1—15. 石油化学工业部石{由勘探开发规划研究院,中国科学皖南京地质古 生物研究所,1978d.渤海湾沿岸地区早第三纪淘鞭藻和疑踩羹. 北京:科学出版牡12—36. 帅禧福,王秉海,阵余康等,1987.中国石油地质志卷六.北京:石油 工业出版牡.32—72 刘锅避,龚戚渊,宋国奇,1987.牛庄一六户洼陷抄三段沉积环境,砂 体成因及油气聚集探讨.胜利石油地质2:1舶 乌B盒华毛志超,张哲,1997.河相层序地层研究进展述评.地质科 技情报,16(3):?46 李思田.林畅橙解习农,榜士恭焦养泉,1995大型陆槽盆地层序地 层学研究.地学前缘t2(4):133l36. 蕻进功,姜弄芳,范存堂1995束营盆地始新统沉租倬系及盆地演 化.沉积,13(增刊】:27—37. 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Keywordsinlanddepression,sequencestratigraphy,keyboundary,inciseddepth,condensedsection, Eocene,Oligocene,Shandong (上接第77页) nomenclature.ThefactsthattheinitialLuotangFormationisfromlateEarlyCretaceoustoearlyLateCre— taceousinageandthattheinitialLuotangFormationdoesnotcorrelatewithtotheZhoujiadianFormation inYiyangBasinandtheGanzhouGroup"inGanzhouBasinarenowproved.Basedonthefeaturesofsedi— mentaryfacies,theinitialLuotangFormationisdividedintotheBaibu,ZhoutianFormationandDengjia F0rmations. KeywordsLuotangGroup,sedimentaryfeature,lithostratigraphicaldivision,geologicalage,Jiangxi, Cretaceouus