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盆地分析(3)沉降史分析

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盆地 分析 沉降
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第三讲 盆地沉降-埋藏史分析一、 盆地沉降史(地史)分析概述 地壳的沉降作用是形成盆地的直接原因,没有沉降就没有盆地。 分析盆地的沉降史是研究盆地形成、演化的重要内容。 随着盆地的数值模拟和计算机技术的应用,使盆地沉降史分析逐渐地从定性向定量或半定量化方向发展。 盆地沉降史是盆地构造运动学特征的一个重要方面,可以作为定量或半定量地划分盆地构造演化阶段或期次的参数之一。 盆地中,沉积物厚度变化与增长记录了盆地沉降的过程,沉降史分析就是绘制一条随时间变化的沉降速率和沉积速率的曲线。,一、 盆地沉降史(地史)分析概述 1.沉降与隆升 地壳垂直运动包括两个方向:沉降和隆升。 盆地的沉降和隆升都是相对于参照面和时间而言的。该参照面可以是大地水准面或某个地质界面(如沉积基准面)等。 沉降是指一个地质界面相对于参照面的高程随着时间的推移而相对降低;反之则是隆升。 虽然沉降和隆升是地壳垂直运动的表现,但也可以是地壳水平运动派生出来的。例如,地壳水平伸展可以使地壳减薄并产生正断层,伸展后的地壳则在重力作用及重力均衡作用下发生区域性的沉降或隆升。水平挤压可以使地壳发生褶皱-冲断变形,褶皱-冲断加厚的地壳也会在重力作用及重力均衡作用下发生区域性的沉降或隆升。 沉降区接受沉积便成为盆地,而隆升区成为隆起遭受剥蚀。,一、 盆地沉降史(地史)分析概述 2.沉降作用与沉积作用 沉降作用是指地壳的一种垂直运动过程,含有运动学意义。 而沉积作用是指地壳的物质在表层地质营力的驱使下,充填、堆积的地质过程,含有物质的意义。 沉降作用形成沉陷区,为沉积作用提供场所(空间);而充填在沉降区中的沉积物的负荷作用也可能进一步引起沉降作用。 不同的盆地沉降过程形成不同的沉积学特征;反过来,盆地中的沉积层序记录了盆地形成与发展过程中的沉降运动学特征。 因此,沉积层序分析,是分析盆地沉降作用的重要方法。,沉降作用与沉积作用 沉积盆地中的沉降速率与沉积速率可以随盆地的演化而发生变化。 当沉降速率大于沉积速率时,盆地的水体深度加大,表现为海侵或湖侵,形成上超的沉积层序,这时的沉积盆地也称为“欠补偿盆地”。 当沉降速率与沉积速率处于均衡状态时,盆地水体的深度基本保持不变,盆地中的沉降-沉积中心相对稳定,成为“补偿盆地”。 如果沉积盆地的沉降和沉积较长期处于补偿状态,地层剖面上看到的同一相带的沉积岩层的厚度相对较厚。 当沉降速率小于沉积速率时,盆地水体逐渐变浅以致完全被沉积物充填,表现为海退或湖退,成为“过补偿盆地”。,一、 盆地沉降史(地史)分析概述 3.构造沉降与非构造沉降 引起盆地发生沉降的原因可以分为构造原因和非构造原因。 由构造原因引起的盆地沉降称为“构造沉降”(tectonic subsidence),包括岩石圈板块的变形(伸展或加厚)、板块间的相互作用、板块内部的热作用和相转换等原因引起的沉降。 由非构造原因引起的盆地沉降称为“非构造沉降”,主要包括沉积负荷引起的盆地沉降和全球海平面相对变化引起的盆地参照面的相对下降。 无论构造原因还是非构造原因,盆地沉降最终主要是靠重力均衡实现的。构造作用和地表发生的剥蚀、沉积等原因打破了地壳或岩石圈的重力平衡,地球的重力作用驱使岩石圈达到新的重力均衡状态,因而使地表发生沉降或隆升。,一、 盆地沉降史(地史)分析概述 4.沉降量与沉降速率 盆地的沉降,通常可选择盆地中的某个构造面,考察它相对于某一基准面的下降量。一般可用沉降量和沉降速率两个参数。 沉降量(或沉降幅度)表示某地质时期一个地区的累计的沉降幅度的大小。 沉降速率是盆地某一构造面在单位地质时期内相对于某一基准参照面(海平面或湖平面)下降的幅度。,沉降量与沉降速率 通常可用图示方法直观地反映观测点的沉降量和沉降速率。 以地质时间为横坐标,以某地质界面上的观察点相对于其参考面(如大地水难面)的高程值为纵坐标,编绘出用来反映该观测点的沉降过程的沉降曲线。曲线的纵坐标值就是沉降量,曲线的斜率则是反映观测点的沉降速率。,沉降量与沉降速率 编绘沉降曲线是从观测点的地层埋深状态分析入手的,根据观测点的地层的现今埋深状态,并按照地层的地质时代及岩性特征,采用“回剥法”计算出地质时期的地层埋深,就可以编绘出该观测点的地层埋藏史曲线(图9-la)。 盆地基底的埋藏史曲线就是反应盆地沉降过程的沉降曲线(图9-1b)。进一步还可以将盆地沉积物负荷引起的沉降以及古水深、海平面变化引起的相对沉降从盆地基底沉降中扣除掉,而剩余部分则是构造因素引起的沉降,即构造沉降。,总结 :盆地沉降史分析,就是从分析盆地地层层序特征和埋藏状态人手,通过编绘反映盆地沉降特征的地层埋藏史曲线、盆地基底沉降曲线以及盆地构造沉降曲线等途径来表述(图9-l)。,二、 盆地沉降量的求解 从现今地层柱回推求盆地沉降量和沉降-埋藏史曲线--回剥法、回剥技术。 需要对现今地层厚度进行三种校正:(1)去压实作用;(2)古水深校正;(3)绝对海平面升降校正。,二、 盆地沉降量的求解 1.“地层骨架厚度不变”压实模型 如图9-2所示,假设地层A沉积后继续下降并沉积了地层B,然后进一步沉积了地层C.地层A在地层B和地层C沉积过程中被埋藏起来,并受上覆岩层的负荷作用而被压实。如果压实只是导致地层的孔隙度减小而并没有使地层柱的截面积加大,则可以将这种压实模型称为“地层骨架厚度不变”压实模型(实心厚度不变)。,“地层骨架厚度不变”压实模型 一般情况下,地层骨架厚度不变压实模型适用于所有岩层, 但是对于某些易流动的岩层,由于差异压实可能导致地层在压实过程中出现流动变形,地层骨架厚度不变压实模型显然不合适。 使用地层骨架厚度不变压实模型复原地层的埋藏史,实质上是恢复地层中的孔隙度的演化过程。因此,可以借助于孔隙度-深度的关系来恢复同一地层在不同地质时期的古厚度。,二、 盆地沉降量的求解 2.岩层孔隙度的变化 孔隙度是单位体积岩层中的孔隙所占的体积大小,常用百分数或小数表示。 假设深埋地下的砂岩就是地表附近松散的沙层经过压实和成岩作用形成的。 一般认为岩层在压实过程中孔隙度主要是随着上覆岩层的厚度的增加而减小的,而受上覆地层的负荷时间的影响较小。 因此,可以根据不同深度上的同种岩石的孔隙度编制一条孔隙度-深度曲线来代表这种岩层在压实过程中的孔隙度变化。,岩层孔隙度的变化 在同一地区,同种类型的碎屑岩的孔隙度通常是随着深度的增加而减小。有两种情况必须认真考虑: 其一是岩层曾埋深到一定深度后又上升使上覆部分地层剥蚀,这时地层中的孔隙度仍然保持它在达到最大理深时的孔隙度;此时,必须通过分析地层层序确定上覆岩层在何时遭到何种程度的剥蚀。,其二是岩层埋深到一定深度后可能被压裂或发生矿物变化等使孔隙度发生变化,这不仅影响到岩层的孔隙度而且还影响岩层柱中的骨架厚度(新生沉积矿物使岩层骨架厚度增加,部分矿物溶蚀(或溶解))使骨架厚度减小,矿物转化也可能使其体积发生变化而影响到岩层骨架厚度)。此时,必须通过岩层的成岩作用研究来确定它们对孔隙度的影响程度。 碳酸盐岩和各种类型的化学沉积岩的孔隙度在压实过程中,一般认为,成岩作用可以发生在较浅的埋深条件下,而一旦成岩后,其孔隙度变化极小。,3.回剥法(回剥技术) 在计算盆地沉降量时,一般采用回剥法(即反演法)来恢复沉积盆地地层的沉降-埋藏史。 采用回剥法分析盆地沉降史,必须了解地层的埋藏现状,包括地层层序是否连续、各地层界面的理深及其地质时代,以及各地层单位的岩性、孔隙度、密度等资料。,在此基础上,根据地层骨架厚度不变压实模型通过数学计算复原出地质时期的地层埋藏状态。,二、 盆地沉降量的求解 4.正常压实情况下的孔隙度一深度关系 沉积物的压实作用研究,自20世纪初便开始了。 最初,前苏联学者注意到沉积岩的孔隙度与其地质时代呈反比关系。Athy(1930)也对美国宾夕法尼亚和俄克拉荷马南部二叠系页岩进行过研究,得出在一定深度范围内,地层的孔隙度随深度呈指数减小、密度随深度呈指数增大的关系曲线。 一个地区,可以通过实测不同深度的同一种碎屑岩的孔隙度值,建立孔隙度-深度关系。亦可以根据探井的声波测井、密度测井等资料,通过计算来建立孔隙度-深度关系。 在正常压实沉积层中,碎屑岩岩层的孔隙度随着深度增加而呈指数减小,即满足式(9-1)的关系: φ(h)= φ0e- c h (9-1),φ(h)= φ0e- c h 式中φ(h)是深度h处的岩石孔隙度; φ0为深度h=0时的孔隙度;C为压实常数。 从式中可看出,孔隙度为(1/e) φ0时,其深度为(1/C)km。,正常压实情况下的孔隙度一深度关系 φ0和C值对不同的岩性和地区是不同的,可根据不同深度的钻井孔隙度值用最小二乘法按指数函数拟合求得。 可以使用岩样孔隙度实测资料,也可以应用地球物理测井资料,常用的有声波测井和密度测井资料。也可应用类比的方法, 选用邻区或与研究区地质条件类似的地区的压实方程。(1)使用岩样孔隙度实测资料或已有孔隙度资料;(2)使用声波测井资料;(3)使用密度测井资料;(4)使用地质条件类似的地区的压实方程。,正常压实情况下的孔隙度-深度关系 使用声波测井资料:在探井声波测井中,岩石密度是控制地层声波输出的重要因素,而岩石密度又与岩石孔隙度相关。因此,声波速度能较好地反映地层孔隙度。,使用声波测井资料:实际经验表明,在固结而压实的地层中,粒间孔隙均匀分布,则孔隙度(φ)和声波时差(△T)存在线性关系: △T=△Tma(1-φ)+ △Tf*φ        △T-△Tma 即: φ=───────   △Tf-△Tma式中: △T──声波测井曲线上读取的时差(单位:微秒/米); △Tma──岩石骨架的声波时差;一般,砂岩的△Tma为15.6-15.9微秒/米,灰岩的△Tma为13.25-14.50微秒/米; △Tf──孔隙中流体的声波时差。常取水(泥浆溶液)的声波时差(655微秒/米)。,使用声波测井资料:每个△T值都有相应的深度值与之对应, 因而, 可以求得同一地区同一岩性不同深度的孔隙度值。应用求取的不同深度的孔隙度资料,经回归分析的数理统计方法,求得该地区不同岩性的压实方程。,正常压实情况下的孔隙度-深度关系 使用密度测井资料:地层密度测井是利用各种岩石对γ射线的吸收特性,研究地质剖面各种岩性的变化,确定地层密度及孔隙度。根据密度测井计算地层密度的公式为:    ρb=ρma(1-φ)+ρf*φ        ρma - ρb 即: φ=───────   ρma - ρf 式中: ρb ──密度测井曲线上读取的平均密度(g/cm3); ρma ──岩石骨架的平均密度,一般,砂岩的骨架密度为2.65 g/cm3 ,灰岩为2.71 g/cm3 ; ρf ──孔隙中流体的平均密度,它与温度、压力、含盐浓度有关。,正常压实情况下的孔隙度-深度关系回归分析求孔隙-深度方程:根据不同深度得到的一组孔隙度资料(hn- φn),用回归法(最小二乘法)求取压实方程,主要是求负指数曲线中的参数C值和φ0值。 对方程取对数 φ(h)= φ0e- c h 得 ln φ=lnφ0-c h 为线性方程,回归分析求孔隙与深度方程,二、 盆地沉降量的求解5.欠压实情况下的孔隙度---深度关系 沉积层的孔隙中一般含有流体(地层水或油气),在压实过程中随着孔隙度的减小而被排挤出来。但是有些情况下,地层孔隙中的流体不能自由地排泄出来,随着理深的加大,地层孔降度并不是按照式(9-1)形式的减小,而出现欠压实沉积层(overpressured sediments)(或称超压)。,欠压实情况下的孔隙度一深度关系 这种情况下,应该建立其他形式的孔隙度一深度关系,或对式(9-l)进行修改。 如由粘土矿物组成的含饱和水的岩层,其颗粒孔隙之间有流体压力存在,增强了颗粒之间的支撑力。有效压应力为垂向压应力减去流体压力,或垂向压应力为有效应力与流体压力之和,即: pH = σ+ p 中σ 为有效应力; pH为垂向压应力(沉积物负荷压力);p为流体压力。,欠压实情况下的孔隙度一深度关系 而垂向压应力是由上覆含饱和水的沉积物的质量来决定的,它与沉积物及深度的关系可表示为: pH = ρb g h 式中ρb 为含饱和水的沉积物的平均密度;g为重力加速度。 定义p / pH= λ ,一般0≤λ≤l  当λ=0时,沉积压实作用强,有效应力强,为无流体压力的压实情况。 当及λ=1时,流体压力增大,垂向压力很小,为完全欠补偿沉积环境。 因此: p= λ pH = λρb g h 有 σ= pH- p=(1- λ)ρb g h式中σ 为有效应力; pH为垂向压应力(沉积物负荷压力);p为流体压力。,欠压实情况下的孔隙度一深度关系 正常情况下孔隙流体处在压力均衡、开放状态的情况。 设孔隙水密度为ρw,则: p = ρw g h λ= ρw / ρb  如果λ > ρw / ρb时,则孔隙流体处于高压状态。  正常压实时有: 有 σ= pH- p=( ρb - ρw ) g h式中σ 为有效应力; pH为垂向压应力(沉积物负荷压力);p为流体压力。,欠压实情况下的孔隙度一深度关系因此,正常压实情况下孔隙度与有效应力的关系式可表示为: 由 φ(h)= φ0e- c h变换为:在欠压实情况下,有效应力与λ值有关:σ=( 1- λ)ρb g h因此,上式可表示为: (9-2),二、 盆地沉降量的求解 6.地层古厚度(古埋深)——去压实校正 建立了地层孔隙度一深度关系,就可以依据地层骨架厚度不变压实模型对地层进行去压实校正(decompacted corrections),求出不同地质时期的地层古厚度或古理深。,地层古厚度(古埋深)——去压实校正 设在单位地层柱剖面上某地层顶底埋深分别为h1和h2,如果地层是近水平的,则该地层厚度为(h2-h1)(图9-4)。 地层厚度中孔隙度所占的厚度为(h2-h1)φ(h),地层骨架厚度为(h2-h1)[1-φ(h)]。设这段地层复原到顶面埋深为h1’时,其底面理深为h2’,地层厚度为(h2’-h1’),则岩石骨架厚度为(h2’-h1’)[1-φ(h)]。按照地层骨架厚度不变压实模型,有: (h2’-h1’)[1-φ(h)] =(h2-h1)[1-φ(h)] (9-3),地层古厚度(古埋深)——去压实校正 h2和h1是已知的地层顶底面理深, φ(h)是由实测孔隙度或测井资料建立的孔隙度-深度关系。 h1’ 是给定的地层在地质时期的顶面埋深,当地层沉积刚完成时,可以假设顶面埋深为0;而当地层经过一段时期的压实后,顶面埋深等于上覆地层底面的埋深。因此,将 h1’值代入式(9-3)就可以求出地质时期的地层底面理深h2’及古厚度(h2’-h1’) 。,地层古厚度(古埋深)——去压实校正 应该说明的是,式(9-3)中的φ(h) 是对于深度(h)的函数,左边的φ(h) 实际上是在( h2-h1)范围内的积分,右边的φ(h)是在(h2’-h1’) 范围内的积分。 在计算时,先给出一个尝试值h2’,然后用迭代方法逐步逼近“真实的” h2’值。对于多层地层,回剥最上面第一层地层后,设第二层顶面埋深h1’ 为0,计算出其底面理深h2’ 。而计算出来的第二层底面的理深又可视为第三层的顶面理深,并由此类推计算出各岩层面在回剥掉第一层后的理深状态。,(h2’-h1’)[1-φ(h)] =(h2-h1)[1-φ(h)] (9-3),地层古厚度(古埋深)——去压实校正 计算过程:设地层骨架厚度 h s=(h2-h1)[1-φ(h)] h s’=(h2’-h1’)[1-φ(h)] (9-4),地层古厚度(古埋深)——去压实校正 计算过程:到达新的位置时,h1’为已知,可通过公式(9-4)求h2’。由于公式(9-4)为: h2’= f(h2’)形式,可用迭代法求解。第一次:先以 h2’= h1’+h s 值代入公式(9-4) 得到新的 h2’值,该值以比原值更接近精确解;第二次:以新的 h2’值代入,得到更新的 h2’值;进行K次循环,设定一个精度: 如对比绝对值:│ h2’(K+1)- h2’(K)│<10-5米 时 停止迭代,认为所得值已达到精度。,地层古厚度(古埋深)——去压实校正 在现今地层剖面中,由于泥岩、砂岩等多种岩性的原始孔隙度不同及在理深过程中压实程度不同而导致压实系数(C)有较大差异。因此,在计算构造沉降量时,要逐层对泥岩和砂岩等分别求出各自的原始孔隙度( φ 0m和φ 0s 等)以及压实系数(Cm、Cs等),而后统计地层中泥岩、砂岩等的百分比,并分段计算。这一工作与去地层压实校正一起在计算机上进行。 如:砂岩压实曲线 φs(h) = φ0s exp (- cs h) 泥岩压实曲线 φm(h) = φ0m exp (-cm h) 碳酸盐岩压实曲线 φL(h) = φ0Lexp(-cL h) 含煤层压实曲线 φc(h) = φ0cexp(-cc h) 地层的综合压实曲线为: φ(h)=psφs(h)+pmφm(h)+pLφL(h)+pcφc(h) 其中:ps--地层的砂岩含量,小数; pm--地层的泥岩含量,小数; pL--地层的碳酸盐岩含量,小数; pc--地层的煤岩含量,小数;,地层古厚度(古埋深)——去压实校正 在多种岩性的情况下,地层骨架厚度 h s和古地层埋藏深度h2’的计算公式如下(以含砂岩和泥岩两种岩性为例): (9-5)其中:ps--地层的砂岩含量,小数; pm--地层的泥岩含量,小数; pL--地层的碳酸盐岩含量,小数; pc--地层的煤岩含量,小数;,二、 盆地沉降量的求解 7.古水深校正和海平面升降的校正 古水深校正的重要性 (1)依据古生物化石,底栖、微体古生物等; (2)沉积岩相及其变化; (3)明显的古水深地化标志。 海平面的升降校正: (1)海平面升降变化的周期; (2)层序地层学的研究成果; (3)洋脊系统的体积变化,气候、冰川消融变化等。,三、 盆地的构造沉降量 1.构造沉降量——去负荷校正 盆地在某一时刻的基底总沉降量(ST)实际上包括两部分,即构造作用引起的沉降(STT)和负荷作用引起的沉降(SL): STT(t)= ST(t)- SL(t)式中STT(t)为时刻t的构造沉降量;ST(t)为时刻t的基底总沉降量,可用t时刻盆地的地层古厚度ds(t)表示(不考虑古水深和海平面升降);SL(t)是指时刻t由盆地地层负荷引起的沉降量。,构造沉降量——去负荷校正时刻t由盆地地层负荷引起的沉降量,可由艾里均衡公式求得。以地幔顶部为参考面,负荷沉降量使地幔顶面下降了相应的距离SL(t),则根据浮力=重力的均衡作用:式中ds(t)是用回剥方法确定的古地层厚度;ρs为盆地沉积层的平均密度; ρm和ρw分别为地慢和水在0℃时的密度。 ρs与沉积物骨架类型、孔隙度、孔隙流体类型等有关,可表示为: ρs= φ(h) ρf+[1- φ(h) ] ρma ρs= ρma - (ρma- ρf )φ0exp(-c*h) 式中ρma为岩石骨架密度值,相当于同类致密岩石的密度; ρf 为孔隙流体的密度,大致与ρw相当; φ(h)为孔隙度随深度的函数。,构造沉降量——去负荷校正 ρs= φ(h) ρf+[1- φ(h) ] ρma ρs= ρma - (ρma- ρf )φ0exp(-c*h) 如果将古水深Hw校正加入进去,则构造沉降量计算公式为: (9-6),构造沉降量——去负荷校正 必须注意:为了减小误差 第一,基于不同地层的岩性和结构存在差异,应该在考察地层的差异性的基础上分别建立符合各种地层特征的孔隙度-深度(曲线)关系; 第二,必须消除各种地质事件(如剥蚀、断层等)的影响,从而获得正常压实状态下的孔隙度-深度关系; 第三,在利用地层的孔隙度-深度曲线进行去压实校正的同时,还应该进行古水深校正和古海平面校正。 上述工作都是与地层层序的综合研究分不开的。,三、 盆地的构造沉降量 2.岩石圈对沉积负荷的挠曲支撑 前述的去负荷校正未考虑岩石圈对沉积负荷的挠曲支撑。 无论构造载荷还是沉积负荷,在理论上都是施加在岩石圈板块上的垂直力。 垂直力的作用可以引起岩石圈的挠曲变形,反过来,由于岩石圈的挠曲作用使它对沉积负荷有一定的支撑力,使岩石圈对上覆沉积负荷的均衡反应不完全符合简单的艾里局部均衡。 特别是当岩石圈的连续性比较好时(例如前陆盆地),应用前述公式(9-6)求出的构造沉降量可能是不真实的。,岩石圈对沉积负荷的挠曲支撑 岩石圈的挠曲支撑与沉积负荷力的分布状态有关,引用Turcotte和Schubert(1982)的理论建立的弹性固体板块的一般挠曲方程为:,岩石圈对沉积负荷的挠曲支撑 上式中D为抗挠刚度,与岩石圈力学性质(杨氏模量E和泊松比υ)和弹性厚度(h)有关,即: P为板块纵截面上的水平力(挤压为正,引张为负),与x轴无关;Pa(x)为向下的沿x轴分布的垂直载荷力;W称为挠曲度,指挠曲变形后相对于变形前质点的垂直位移量(向下为正,向上为负);Δρ是地幔物质和盆地充填物质之间的密度差,如果引起的沉降部分被水体覆盖, Δρ等于ρm-ρw,如果被沉积物充填,则Δρ等于ρm-ρs ;g为重力加速度;x为水平坐标轴。式中ΔρgW为岩石圈向下挠曲过程引起的挠曲板块底部的恢复力(浮力)。,岩石圈对沉积负荷的挠曲支撑 对于简单的沿X轴是周期性变化的负荷(如地形的起伏或基底面的起伏,都可能造成负荷沿X轴方向呈周期性变化),可以用正弦曲线函数表示: Pa(x)=ρsgh0sin(2πx/λ) 式中ρs是负荷沉积层的密度;h0是负荷层在X轴上方的最大高度; λ为负荷函数的波长,如图9-5所示。,岩石圈对沉积负荷的挠曲支撑 如果考虑垂直截面上的水平应力为零,挠曲方程可得: 由于负荷是正弦周期函数,可以推测它的均衡引起的挠曲度W也是一个正弦函数,可以表示为: W=W0sin(2πx/λ) 代入上式可求得岩石圈最大挠曲度W0为: 若负荷波长是短的,挠曲度与负荷的最大高度相比非常小(W0<<h0)。因而岩石圈对此规模的负荷表现得非常刚性。,岩石圈对沉积负荷的挠曲支撑 然而,若负荷的波长较长,挠曲度可写为: 这意味着对于足够长波长分布的负荷,岩石圈似乎才不具刚性,而且任何沉积负荷应当处于静水压力的平衡中(完全补偿)。引进补偿程度K的概念: 如果沉积负荷的分布可以简化为正弦函数,又有了岩石圈的等效弹性厚度(h)或抗挠刚度(D)以及沉积负荷的波长(λ),就可以求出沉积负荷造成的岩石圈的挠曲度和补偿程度K值。,岩石圈对沉积负荷的挠曲支撑 例如,具有正弦分布沉积负荷的沉积盆地宽度为 200 km(λ/2=200 km),下伏岩石圈的抗挠刚度为 1024 N·m,ρm-ρs=800 kg/m3,其补偿系数K大致为 0.12,说明对于这种波长的负荷而言,岩石圈的挠曲支撑反映属于强烈刚性的。而当盆地宽度为 400 km( λ/2= 400 km)时,K为0.68,说明沉积负荷仍受到一定的挠曲支撑。如果岩石圈的连续性较好,只有在盆地宽度足够大时( λ/2>1000 km时,K≈0.97),盆地的负荷均衡才接近于艾里均衡。 如果盆地的负荷波长不大,在进行负荷校正时还应考虑岩石圈挠曲对沉积负荷的支撑。公式(9-6)可以改写为: (9-7) 对于裂陷盆地,由于裂陷破坏了岩石圈的连续性,使其挠曲支撑力降低,可直接用公式(9-6)计算构造沉降量。而对于前陆盆地或克拉通盆地,一般需用公式(9-7)计算构造沉降量。,四、剥蚀厚度恢复 首先必须对地层柱中存在的不整合进行认真研究,确定不整合面上下地层之间的时间间隔。 不整合面的存在,必然有地层的缺失。因此有必要恢复一维地层柱中的地层剥蚀量。在盆地的不同部位,地层剥蚀量可以不同,不整合的时间间隔也有很大差异。不整合面边缘的沉积间断时间相对较长,过渡到盆地中部逐渐成为连续沉积(图 9-6)。 因此,在不同部位的地层柱中同一不整合面的时间间隔及剥蚀量常是不相等的;在盆地边缘的剥蚀时间较长,剥蚀量相对较大。,剥蚀厚度恢复 在沉降曲线中增加被剥蚀掉的地层所反映的沉降量一般应该与前一时期沉降曲线的斜率所反映的沉降速率相符合,被剥蚀掉的地层所反映的沉降速率应该等于或小于前一时期的沉降速率(即不整合面之下的地层所反映的沉降速率)。 因此,对于同一盆地中的不同部位的同一不整合面而言,用①不整合时间间隔、②剥蚀量和③沉降速率等共同约束是很有必要的(图9-7)。,剥蚀厚度恢复 通常确定不整合剥蚀厚度和剥蚀事件的方法有地质平衡法、沉积速率法、声波时差法(孔隙度法)、镜质体反射率法和裂变径迹法等。 前两者为常用手段,是根据已知连续的地层剖面中的厚度及其在空间的变化趋势及不整合面的结构(缺失的地层、上下岩层的接触方式等)来估计在特定构造部位的剥蚀厚度。 声波时差法(孔隙度法)和镜质体反射率法是利用由于不整合面的时间间隔造成的地层柱中地层孔隙度随深度变化及镜质体反射率R0随深度变化的不连续性来推测地层剥蚀厚度。,勒奇提出了沉降史曲线中处理剥蚀的三种模型: (1)剥蚀厚度为0,为沉积间断,不整合以无沉积、无剥蚀处理,沉积间断的开始时间为下伏地层的顶面时间,沉积间断的结束时间为上覆地层的底面时间;,勒奇的三种模型: (2)不整合以等时间的沉积和等时间的剥蚀处理,在剥蚀厚度可以由其它方法确定的情况下,剥蚀开始时间为下伏地层的顶面时间与上覆地层的底面时间的平均值,剥蚀结束时间为上覆地层的底面时间;在剥蚀开始时间的前后,沉积速率=剥蚀速率。,勒奇的三种模型: (3)以沉积-剥蚀的相关性模式处理: 以不整合以前的速率沉积的物质等于以不整合以后的速率剥蚀的物质,其中剥蚀厚度和剥蚀开始时间由下式计算:剥蚀厚度=R1*(AGEE-AGE1) =R2*(AGE2-AGEE) AGEE=(R1*AGE1+R2*AGE2)/(R1+R2) 式中AGEE为剥蚀开始的年龄; AGE1和AGE2是紧靠不整合面上、下地层的沉积物年龄; R1和R2是紧靠不整合面上、下地层的沉积物的沉积速率 。,对勒奇提出的沉降史曲线中处理剥蚀的三种模型的补充:(4)在剥蚀厚度可以由其它方法确定的情况下,不整合作为不整合以前的速率沉积的物质延续到恢复的剥蚀厚度,剥蚀开始时间为: AGEE=AGE2-(剥蚀厚度/R2) 式中AGEE为剥蚀开始的年龄; AGE2和R2是紧靠不整合面下地层的沉积物年龄和沉积速率 。,剥蚀厚度恢复 真柄钦次(1978)提出声波时差求剥蚀厚度的方法后曾在我国得到了广泛的应用。如在正常的压实带内,泥岩的声波时差曲线具有一定的规律性,用该规律就能准确地恢复剥蚀厚度。 图1—14a为无剥蚀区的声波时差与深度关系图,图中t0为现今地表(无剥蚀区)的声波时差值。在同一个地区,t0值可视为不变,即可把t0看作常数。,剥蚀厚度恢复 图1-14b为剥蚀面就是现在地表的声波时差与深度关系图。由于遭到剥蚀,现在地表的声波时差t1小于无剥蚀时的t0,按正常压实趋势,把t1向上延伸到t0,此时的深度位置H0就是遭到剥蚀前的地表(原始地表)。显然,现在地表与原始地表之间的深度差值H1-H0,就是剥蚀厚度。,剥蚀厚度恢复 图1—14c为剥蚀面上已有盖层的声波时差与深度关系图,图中实线部分被剥蚀面分为两段。这是由于剥蚀面上下地层的压实程度不同造成的。同样,按正常的压实趋势延伸,可找到原始地表的位置H0。H0与剥蚀面位置的深度H2之间的差值就是剥蚀厚度。,剥蚀厚度恢复 地层中的镜质体反射率R0具有记忆受热时间与受热状态(温度)的能力,且具有不可逆性。受热时间与地层形成的时间有关,受热状态(温度)与地层的埋藏深度有关。 裂变径迹法是利用岩层中某些矿物(如磷灰石)具有记录在受热辐射时产生的裂变径迹的特点来分析它所经历的地温史和升降史,从而确定不整台面的剥蚀厚度。 在没有特别可靠资料情况下,将一维地层柱中的不整合面的时间间隔看成是既不沉降又不隆起(既没有沉积也没有剥蚀)也是可以的。反映在沉降曲线上则是用一个水平的台阶来表示不整合(图9-7c)。,剥蚀厚度恢复 地质剖面与地震剖面解释-拟合法 这对于剥蚀范围较小的角度不整合是较常用的。这类不整合的剥蚀面与地层之间相互斜交(不平行)。借助于剥蚀面下未被剥蚀地层的变化趋势,通过延伸被剥蚀地层的趋势线,就可用作图法和拟合法推算出被剥蚀的厚度。,剥蚀厚度恢复 地质剖面与地震剖面解释-拟合法 这种方法适合于剥蚀前地层厚度在横向上变化较小的地区。图1—16为该方法综合解释的一个例子。图中A、B、C、D代表地层的底界,实线部分为地震解释的结果,虚线部分由趋势外推获得。从图中可发现最大的剥蚀厚度为h。 如果地层倾角较小,剥蚀范围较广,那么,用该法将使地层底界侧向外推造成的误差增大,因而使用时要慎重考虑。,剥蚀厚度恢复 含剥蚀厚度的沉降史曲线处理:(1)如果某地层的最大古埋深大于今天该地层的埋深,则其骨架厚度应按最大埋深时的顶底界进行计算;(2)如果某地层某时的埋深比过去该地层的最大埋深要浅,则该地层这时的厚度应保持最大埋深时的厚度不变(不膨胀);(3)只有当某地层某时的埋深比过去该地层的最大埋深要深时,该地层这时的厚度才重新发生压实变小(符合压实曲线);(4)任一地层抬升后,其厚度应保持不变。,五、基础资料的准备和处理方法 用探井资料回剥恢复盆地沉降史,必须对盆地的基础资料认真研究。要对盆地演化过程中,对一维沉降有影响的若干因素进行分析,如变形(倾斜与断层等)、剥蚀(不整合)等都可能造成一维地层柱中沉积物的增减,从而导致恢复的沉降史的不确定性。绝对年龄值的误差也会歪曲所确定的盆地沉降史。 所以,盆地沉降分析必须与综合地质分析相结合,消除各种因素在反向剥层中的影响。,基础资料的准备和处理方法 1.地层分层数据 地层分层数据可以直接通过分析钻井、测井及录井资料而得出。对于没有钻井的地区或钻井没有揭露的地层,则可以通过地震剖面解释而获得。 地层分层的尺度可粗可细,一般在一段地层中不应包括较明显的沉积间断面。可将某一盆地地层分为几个地层组或段,以此作为基本地层单元。并认为每一个地层单元所代表的盆地沉积过程基本是均匀的。盆地凹陷部位或无探井区域,可通过联井地震剖面,将各地层单元的分层界面与地震剖面上的相应的地震反射界面相对应起来,获得“人工井”地层分层数据。 这样,用实际井资料和“人工井’资料相结合的方法使整个区域不同构造部位均有观测点,并使观测点分布相对比较均匀。为了反映盆地二维剖面上或三维空间上的沉降特征,需要编制不同方向剖面的沉降曲线。,基础资料的准备和处理方法 2.地层单元的年龄资料 地层单元的年龄直接影响到回剥计算出的盆地沉降速率。因此,应较准确地划分地层单元的年龄。对于沉积间断面,应该厘定其上下时限,使盆地地层有一个完整的地质年代表。 特别要注意同一间断面在不同部位发育的时间长短可能完全不同。应该对这些沉积间断面进行合理的处置,并用合理的方法恢复间断面发育时期、被剥蚀掉的地层。,基础资料的准备和处理方法 3.地层孔隙度数据 根据探井的声波测井资料可以求出不同深度的实际孔隙度。要分别列出泥岩、砂岩等不同岩性的孔隙度-深度的关系式。 对于非正常压实的地层,可以用前述的欠压实公式或相对的孔隙度与深度关系式来表达(分段的曲线或公式)。 根据现代沉积层的测定统计,各类沉积物在浅层的孔隙度值大致是:砂岩类为40%~45%,砂-泥岩类为45%~50%;泥岩为50%~55%。,
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本文标题:盆地分析(3)沉降史分析
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