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沉积盆地中不整合面的研究方法及研究意义

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沉积盆地中不整合面的研究方法及研究意义,地层不整合面研究的意义研究方法研究工作流程,地层不整合面研究的意义,地层中存在各种类型的间断面,代表了不同尺度的地质时间记录的缺失,因此地层记录具有非常大的不完备性,地层记录的特点应该是长期的间断继之以很短暂的沉积作用(D.V. Ager,1989),地层中保留下来的地质历史记录仅占全部地质历史的30%不到(周瑶琪等,1997)。就沉积盆地而言,依据不整合面的发育时期,可分为两大类型:同裂谷期不整合:裂陷发育过程中由拉张裂陷作用产生的断块掀斜作用造成的上覆沉积与基底或先成沉积岩系之间的不整合后裂谷期不整合:裂陷发育末期形成的同裂谷沉积岩系与后裂谷期沉积岩系之间的不整合。盆地中地层间断面的发育与盆地的形成和演化密不可分,如果说保留下来的地层沉积记录体现了盆地的幕式沉降的话,那么盆地中地层间断面反映的则是各幕式沉降期之间的幕式隆升。,沉积盆地中不整合面研究的意义通过对不整合面发育的时空特征、形成的动力机制分析,了解盆地的隆升过程及抬升量,进而全面分析盆地的发育演化史。通过地层剥蚀量的计算,分析地层的最大埋深,确定烃源岩的生油期、生气期,准确评价油气资源潜力,优选勘探目标。不整合面的发育特征,尤其是其上下地层的岩性组合关系影响油气的运聚。不整合面即可成为油气运移的稳定通道,也可成为封隔层,形成不整合遮挡油气藏。因此,恢复地层剥蚀厚度是研究盆地演化史和进行油气资源定量评价的重要基础工作,研究方法,不整合面地层剥蚀量的计算方法沉积速率的计算:宇宙尘埃特征元素法区域地层剥蚀等厚图的恢复,地层剥蚀量的计算方法,构造横剖面法沉积速率法(Guidish等)声波时差法(Magara)镜质体反射率法(Dow)磷灰石裂变径迹法(Green等)宇宙成因核素法波动方程法,构造横剖面法,通过对构造发育特征的分析,推测地层的剥蚀量。方法适用于构造发育特征比较明显、尤其是角度不整合地区,对平行不整合的剥蚀量计算受到一定的限制。,沉积速率法(Guidish等,1985),依据不整合面上下地层的沉积速率及绝对年龄计算地层剥蚀量,具体可分如下三种情形进行处理(Guidish等,1985):(a)将不整合面视为沉积间断,期间无剥蚀发生,界面上下沉积岩的绝对年龄的差值即为沉积间断的时间。(b)发生了剥蚀,视剥蚀掉的地层的沉积速率等于其剥蚀速率,所以: He=[(V上+V下)/2]×[(T下-T上)/2](c)认为剥蚀掉的地层的沉积速率等于不整合面之下地层的沉积速率,而其剥蚀速率等于不整合面之上的地层的沉积速率,因此剥蚀开始的时间(Te)和剥蚀厚度(He)即为: Te=(V上T上+V下T下)/(V上+V下) He=V上(Te-T上)该方法带有一定的人为推测,并且必须在知道不整合面上下地层的沉积速率及绝对年龄的情况下才能适用。,1. 基本原理泥页岩在正常压实情况下的声波时差-深度关系式: Δt=Δt0e-CH 式中:Δt 为泥页岩在深度H处的传播时间(μs/m) Δt0 为外推至地表的传播时间(μs/m) C 正常压实趋势斜率(m-1) H 埋深(m)如果地层为连续沉积,则泥页岩声波时差与深度满足上述关系式,在半对数坐标系中为线性相关;如果某一地区经历了抬升和剥蚀,那么泥页岩声波时差与深度的正常压实趋势线与未遭受剥蚀地区的相比,则向纵坐标偏移,即在所有的深度上都向压实程度增强方向偏移,根据这一偏移趋势大小,将其上延到未经历压实的Δt0处,则Δt0与剥蚀面处的高差即为剥蚀厚度。,声波时差法(Magara,1976),2. 对声波时差法的讨论这一原理与方法是建立在“泥岩沉积物的压实形变为塑性形变,不会发生回弹”这一前提的基础上,而且目前人们普遍认为其只适用于新沉积物厚度必须小于地层剥蚀厚度的情况下,否则原泥岩孔隙度将被改造而失去定量计算地层剥蚀量的可能(张博全,1992)。然而,孔隙度并不是埋深的函数,除了受埋深直接控制的压力因素外,沉积速率、沉积环境、构造背景等也对压实效应产生重要影响,因此判断能否运用压实曲线资料进行地层剥蚀量的估算的标准不应该是依据剥蚀地层厚度与后沉积的地层厚度的大小比较,而应该是判断剥蚀前地层的压实效应是否被后来的沉积地层所改造。造成间断面之下的地层压实趋势线未被改造的原因有如下三种:1、后来沉积的地层厚度远小于剥蚀厚度,其产生的压实效应不足以对间断面之下的地层进行改造;2、由于上覆地层的底部存在低渗透层的隔档,阻止了上覆地层对下伏地层的压实改造;3、由于间断面上下地层的沉积环境、沉积速率、及改造背景存在明显差异,造成界面上下地层的压实趋势线的斜率不同,而新沉积地层产生的负荷压力还不足以对剥蚀前沉积的地层进行改造。因此,我们只要能确定间断面之下地层的压实效应未被后来沉积物所改造,那么,就能依据其保留下来的剥蚀前的压实趋势线,进行恢复地层剥蚀量的估算。,泥页岩声波时差-埋深曲线反映地层间断的几种可能的模式图,加拿大北部某井页岩传播时间-深度关系图,镜质体反射率法(Dow,1977),镜质体反射率能记录下有机质所经历的整个受热地质历史中的最大温度信息,而且具有不可逆性,在无异常热流(如岩浆体侵入、火山活动等)的正常地质背景下,它主要受温度和有效加热时间的影响,换而言之,它是地温梯度和沉积速率的函数。对连续沉积的地层而言,镜质体反射率(Ro)与埋深(H)呈对数关系,在半对数直角坐标系中为线性相关;如果地层存在间断,H-Log Ro的关系图(即成熟度剖面)将不连续,或间断面上下的成熟度剖面曲线的斜率存在差异,因此根据这些特征可以进行地层剥蚀量的恢复和平均古地温的求取。与声波时差法类似,判断能否用镜质体反射率进行剥蚀量的计算是看间断面之下的地层的热史记录是否被改造,如果保留有原来的记录,则可以恢复地层剥蚀量,如果剥蚀前的热史记录被完全改造,Ro则不能用于恢复地层剥蚀厚度。,印度尼西亚某井的成熟度剖面及地层剥蚀量估算,埕北9井成熟度剖面图,桩11井成熟度剖面图,磷灰石裂变径迹法(Green等,潘长春等,1989;康铁笙等,1990,1991),磷灰石裂变径迹分析(AFTA)是近十几年发展起来的恢复沉积盆地热史的一种新方法。该方法是建立在磷灰石所含238U自发裂变产生的径迹在地质历史时间内随温度增高而发生退火行为这一化学动力学原理基础之上的。由于磷灰石在沉积岩中分布十分广泛,其径迹退火带温度与油窗温度基本一致,且对温度十分敏感,不仅可以表示盆地经历的最高古地温,而且可以反映地史时期温度的变化,因此人们常用此方法来研究盆地的沉积史和地层剥蚀量。裂变径迹的产生:磷灰石中的238U自晶格形成后,便以恒定不变的速度不断地自发裂变,所产生的一对高能裂变碎片沿相反方向运动,穿射矿物晶格从而造成宽度约为10-3μm的辐射创伤,这就是磷灰石裂变径迹。退火:目前人们普遍认为,在地质历史时期诸多物化因素中,只有温度对裂变径迹的稳定性有影响(Fleischer R. L.等,1965,1975;Naeser C. W.,1979)。裂变径迹因受热而发生衰变,表现为长度缩短,密度减小,人们将这一现象称之为退火。,五项能够指示古地温的裂变径迹指标:裂变径迹年龄、单晶粒表观年龄随埋深的变化、单晶粒年龄的频率分布、平均径迹长度随埋深的变化和径迹长度的频率分布。该五项指标随温度的变化呈现出良好的相关性,因而人们用其来进行热史研究。地层剥蚀量的计算:地层抬升遭受剥蚀的过程是一个降温冷却的过程,因此依据上述规律及原理,可以根据裂变径迹五项指标的变化确定具体的降温幅度,再运用古地温梯度资料求得抬升量和剥蚀厚度。但是,利用磷灰石裂变径迹资料恢复热史来计算剥蚀量的方法也有其局限性。由于径迹的退火主要受温度的控制,因此以前记录在径迹中的热史信息有可能被后期高温改造而难以反映,所以磷灰石裂变径迹资料在冷却盆地的应用可以获取精确的热史信息,进而精确估算剥蚀量,而在有复杂演化史的盆地中精确度较差(施小斌等,1998),宇宙成因核素法宇宙成因核素是地表及其附近岩石中矿物的原子核接受宇宙射线轰击而产生的放射性核素(Lal and Peters,1967),当宇宙射线穿过地表进入岩石内部时,将发生核反应和电离损耗,其能量随着进入地表的深度而递减,导致核素产生率随深度呈指数减少,即: P(h)=P(0)e-(h/Λ ) 式中P(h)是深度为h处的宇宙核素产生率(单位:原子/(g.a)),P(0)为岩石表面的宇宙核素产生率,Λ为岩石中核反应粒子的平均吸收自由程。,剥蚀速率计算公式在剥蚀速率稳定不变的情况下,岩石表面稳态宇宙成因核素的浓度N(原子/a)与其剥蚀速率E(cm/a)成反比关系,即: N=P0Λ/E 变换后得到: E=P0Λ/ N 式中P0为地表核素的产生率(原子/(g.a)),Λ为岩石中核反应粒子的吸收自由程,约为60cm。,暴露时间的计算陆相区域经过剥蚀均夷后,往往要经历一段无沉积、无剥蚀的暴露时期,暴露时间越长,地表接受宇宙辐射产生的核素越多。因此,在考虑核素衰变的情况下,岩石表面露头中的核素浓度与暴露时间满足如下关系式(Nishiizumi等,1991): N(0)=P(0)(1-e-λt)/λ 式中N(0)为古地表稳态核素的富集浓度(单位:原子/g),可通过试验测得,λ为放射性核素的衰减常数。在具体应用过程中,可以对10Be、26Al等多个宇宙成因核素进行测定、计算,相互校正。,波动方程法,基本原理:沉积盆地的演化过程具有波动性,地质上的“旋回性”、“韵律性”、“周期性”、“节律性”、“脉动性”都是地质体波状运动的表现形式。由于地质演化具有长期性和波动的多向性特点,因而形成了现今复杂的地质现象。通过对已知地层资料(露头剖面、钻井、测井资料)的分析,我们可以从复杂的地质剖面上分解出周期曲线的叠加曲线,经过拟合检验和剖面平衡检验后,使其能够较好地代表研究区的沉积-剥蚀过程,进而建立描述盆地沉积-剥蚀过程的波动方程F(t)。因而盆地发育过程中沉积的地层原始厚度为: ∫t0 t F(t) 式中t0为盆地开始生成的时间,t为盆地结束的时间。沉积间断面地层剥蚀厚度则为: ∫t1 t2 F(t) 式中t1为沉积间断开始的时间,t2为沉积间断结束的时间 图5 波动方程法计算地层剥蚀厚度理论模型 图6 滑动窗口使用方法示意图,建立波动方程的具体步骤:将地层柱状图转化为“时间-地层厚度”剖面。计算个层段的地层沉积速率,绘制“时间-沉积速率”直方图采用“滑动窗口”绘制沉积速率曲线,不断改变窗口的大小,分别得到低频曲线(G)和高频曲线(N),直至N-G表现为周期波n,拟合n波和G波的方程,依次回代,得到代表沉积-剥蚀过程的高频曲线的波动方程。该方法的优点在于不但能给出量化的概念,而且还能研究不整合的形成过程,即沉积过程或剥蚀过程的起止时间,对于那些无沉积记录的地质时间段,可以推测其沉积-剥蚀过程,这是其它方法无法比拟的,沉积速率的计算,宇宙尘埃特征元素法,宇宙尘埃特征元素:Ir、Co岩石中Ir、Co的来源:火山活动、生物富集、 宇宙尘埃的沉降、物源计算沉积速率的基本原理:地球每时每刻都在接受宇宙尘埃的沉降,且其年沉降量相对稳定,约为1.6×10-4 g/cm2a,加之宇宙尘埃中的Ir、Co等特征元素的平均含量较恒定,因此,正常沉积物的沉积速率与沉积物中宇宙尘埃特征元素Ir、Co的丰度值存在明显的相关性,当沉积速率较慢时,沉积物中宇宙尘埃特征元素的丰度值较大,反之,则较小。,计算公式:由于宇宙尘埃沉降速率恒定,因此面积为S,厚度为H的地层中来自宇宙尘埃的Co的总量Q universe(Co)可表示为: Q universe(Co)=V(Co)×S×(H/Vs) 式中V(Co)为宇宙尘埃中Co的沉降速率,值为6.48×10-7g/cm2a(周瑶琪等,1997),Vs为岩石的沉积速率。又由于沉积地层中的Co主要来源于宇宙尘埃和物源,因此: Q universe(Co)=S×H×ρ×[A(Co)-w(Co)×A”(Co)] 式中ρ为沉积岩的密度,A(Co)为所测样品Co的丰度值,A”(Co)为原始物源中Co的丰度值,w(Co)为物源Co在沉积岩中的再分配系数,即在A”(Co)为一个ppm(10-6g/g)时,沉积物中物源Co的丰度值。综合上述两式,得到:V(Co)×S×(H/Vs)=S×H×ρ×[A(Co)-w(Co)×A”(Co)]即:V(Co) / Vs=ρ×[A(Co)-w(Co)×A”(Co)]所以:Vs=V(Co) / {ρ×[A(Co)-w(Co)×A”(Co)]},区域地层剥蚀等厚图的恢复,地层剥蚀是一个截凸填凹的均夷过程,就某一地区而言,其在一定时期内的剥蚀量大小主要受地形高差的控制。因此,只要拟合出剥蚀开始或结束时的地势高差与剥蚀量的关系式,就能较准确地恢复剥蚀等厚图。,地层剥蚀前后N/E界面与现今地表埋深关系,辽河东部凹陷北部地区N/E界面地层剥蚀厚度等值线图,济阳坳陷中生代剥蚀与沉积关系示意图,研究工作流程,,敬请指教!,
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