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沉积学-沉积相研究方法

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沉积 沉积相 研究 方法
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沉积相的研究方法与沉积作用 沉积环境和沉积相的鉴别主要是依据各种相标志,这些相标志的获取和确定则主要来自①地质;②地震;③测井三个方面 。 无论哪种类型的资料分析与研究,都离不开讨论这些标志的形成机理或沉积作用,因而沉积相标志是基础,测井和地震相标志是辅助。,第一节 流体动力学的概念与水动条件分析一、概念(一)牛顿与非牛顿流体及其搬运方式1、牛顿流体与非牛顿流体 服从牛顿内摩擦定律的流体为牛顿流体,否则为非牛顿流体。所谓服从牛顿内摩擦定律是指在时间不变的条件下,随流速梯度的变化,流体动力粘度系数始终保持为一常数。 牵引流属牛顿流体,沉积物重力流属非牛顿流体。 (1)牵引流(Tractional Current) “服从牛顿内摩擦定律使碎屑物质作牵引运动的流体”,如含有少量碎屑物的水流(河流、海流、湖流、波浪流、潮汐流、等源流等)和大气流等;因此,牵引流也有人称流体重力流(Fluid Gravity Flow)。,(2)重力流(Gravity Current or Gravity Flow) “在重力作用下使碎屑物质与流体高度混合,不符合牛顿内摩擦定律的高密度流体”,也称沉积物重力流(Sediment Gravity Flow),它可进一步划分为①碎屑流(泥石流);②颗粒流;③液化(沉积)流;④浊流。(3)浊流(Turbidity Current): 属于重力流的一种,是指由大量泥、砂物质和水混合,受紊流支撑的一种水下重力流。,2、流体的基本搬运方式 从物理学上来看,有两种最基本的物质搬运类型(或方式),即悬浮载荷(悬移质)和床沙载荷(推移质),相对应的有两种搬运形式:悬浮搬运和推移搬运。(1)悬浮搬运(Suspension Transport) 空气或水流把细粒沉积物弥散开来(如粉砂、粘土级颗粒以及不同比例的砂级颗粒),并使其在流动的内部呈悬浮状进行搬运。最基本的驱动力就是紊流,它可以把颗粒上举起来,使之悬浮于流动内部而进行搬运。,(2)推移质搬运(Traction Transport) 在沉积学中称之为牵引搬运(Traction),这一术语乃是沉积物以床沙载荷(推移质)形式运移的所有作用过程的集合名词,牵引作用是颗粒惯性的产物。 主要以床沙载荷(推移质)方式进行搬运的流体称为牵引流,通常密度和粘度均小,与之相对应的是密度流(重力流、块状流),则是一种密度和粘度均大的,在重力作用下呈块状整体的流动,是以悬浮载荷方式进行搬运。,综上所述,在牵引流和沉积重力流中,碎屑物的搬运具不同的方式,这是由于其形成的机理存在着明显的差异。 牵引流的搬运力表现在两方面:一是流体作用于碎屑颗粒上的推力(即牵引力),所谓推力是以它能移动沉积物颗粒大小的数值来衡量的,推力决定于流体流速,推力越大,流水能搬运的碎屑颗粒就越大;二是载荷力(或称负荷力),负荷力则是指流水所能搬运的沉积物总负荷量的数值,其大小决定于流体流量,流量越大,负荷力越大,则流水能搬运的沉积物数量越多。,牵引流搬运颗粒的动力主要是推力,搬运方式包括溶解负载、悬移负载、推移负载或床沙负载。沉积物重力流是由大小不一的碎屑物质与流体形成的高密度混合体,相对密度可达1.5~2.0,主要以悬移方式搬运。沉积重力流的驱动力主要起因于陡坡条件下重力大于剪切力时的重力加速度,所以当坡度变缓、流速降低时,会发生骤然卸载,形成各种类型的重力流沉积物。,(二)层流、紊流与雷诺数 流体主要特性:粘度、密度、抗剪性和在适当条件下形成紊流的能力。就流体的运动而言,重要力学性质首先应是密度,它是流体惯性的量度;再有就是长度,它也是重要因素,当然不可忽视流体的粘度。为了更好地了解判别沉积环境的物理标志,首先要对水动力学的一些基本概念有所了解。 1、层流(Laminar Flow;Sheet Flow;Stratified Flow) “流体的各部分沿着与流体边界相一致的面彼此滑过”。 2、紊流(Turbulence;Turbulent Flow) 在高切变率时,出现复杂的流动路线,典型的是曲线状、螺旋状以及旋涡状的流动路线。“以涡流为特征的流体”称作紊流(或湍流)。其流动方式是紊流增加射流速度,并促进从层流向紊流转化。,3、雷诺数(Reynolds Number) 它的大小可以反映流体的流动形式(如层流或紊流),并受流体性质的影响。 “惯性力与粘性力之间比率”。而惯性力则是以质量与加速度的乘积进行度量的,即:惯性力∝ν2d2ρ;然而,粘性力则由粘性剪切应力与作用面积的乘积来确定,即:粘性力∝νdμ雷诺数Re≈ ∝ = 式中:ρ-密度,d-直径,ν-速度,μ-粘度。,可见,流体密度、粘度、速度均影响流动的性质,而雷诺数正是这些变量的组合,因此雷诺数的意义在于,当流体在大于或小于某一临界雷诺数时,其流动方式根本不同。当Re=1时,流动呈层流型;当Re=1~40时,在颗粒背后出现背流尾迹,随Re增大,背流尾迹越来越不规则;当Re>40时,则出现“卡门涡街”,这时的流动称为紊流。随着雷诺数的增大(图3-1),在球形颗粒的背流方向逐渐发育起来背流尾迹;与此同时,流水也由层流型逐步变为紊流型。 紊流旋涡内流体的面上流动是运动着颗粒的能量来源,只要是旋涡内向上的流速超过了颗粒的沉降速度,颗粒就会呈悬浮状态,保持在流体的内部。,图3-1 层流、紊流与雷诺数之间的关系(据Blatt等,1972),(三)缓流、急流与福劳德数 在自然界的各类流体中,按其流动强度的差异可分为缓流、急流及临界流3种流态,其判别标准为福劳德数(Fr)。福劳德数(Fr-Froude Number)与雷诺数相似,也可看作是两种力的比率,即“惯性力与重力间比率的无量纲数”。,如果是在明渠中流动,水深为D时,则福劳德数可定义为:Fr= 当Fr>1时,流水为急流或为超临界流动(临界上的流动),其特点是水浅急流的动态,又称为高流态(Upper Flow Regime,上流动体制)。而在fr<1时所出现的则是缓流或临界下的流动,它代表的是一种水深流缓的动态,又称为低流态(Lower Flow Regime,下流动体制)。 因此,Fr普遍用于碎屑物质以床沙载荷方式搬运和沉积作用的解释中,尤其是对沉积构造形成的水动力条件分析中。,二、水流的主要类型及其沉积物特征1、尤尔斯特龙效应(Hjulström Effect) 欲侵蚀比细砂更细的粘性沉积物,水流得有能够搬运卵石的速度才行。细粒沉积物抗侵蚀的这种能力称为尤尔斯特龙效应。侵蚀、搬运和沉积三者之间关系用尤尔斯特龙图解(Hjulström’s Diagram)表示(图3-2),说明颗粒大小与水流速度有着密切的关系,二者的相互关系决定着流体对沉积物和床底的方式,即侵蚀、搬运及沉积。,图3-2 尤尔斯特龙图解,沉积物粒度与流速的变化所表现出的侵蚀、搬运与沉积的临界速度(D.McGeary,1996)。,2、粘性底质上的流痕 水流在粘性沉积物底质上所形成的各种痕迹统称为流痕(Current Marks)。包括冲刷痕(Scour Marks)和压刻痕(Tool Marks)。水流往往带来砂级沉积物覆盖在这些痕迹之上,在粘性底质上生成的这种痕迹就称为底痕(Sole Marks)。,3、床沙底形与流态(1)床沙底形系列 沉积物被搬运和沉积时沿底面非粘性沉积物与流体之间造成的几何形态称之为床沙形体(Bedform or Bed Configuration,简称底形)。它的大小和形状、类型,取决于流动深度、动力强度、平均流速、流动粘度、液体密度、沉积颗粒大小、沉积物密度和重力加速度。其中最重要的是流动深度、流动强度、平均流速和颗粒大小。 水流流过非粘性颗粒组成的底床时,随着流速的增加,产生从较粗沉积物中平行于水流的线性条纹直到各种底形的有规律系列。,①小型沙纹(Ripples):这是一种小型底形,当清水以20cm/s左右的速度流动,并施剪切力于细砂上方时,这种沙纹的波长为10~30cm,波高0.6~30cm;所有的沙纹都缓慢地向下游方向迁移。在粒度中值大于0.6mm(d50=1.25Φ)的沉积物中未发现过,主要形成于中细砂以下的粒径。 ②沙浪或沙波(Sand Waves):有两种形成方式:当流速为50cm/s时,由沙纹沉积物变来;当沉积物粒度粗于0.6mm时,由平坦床沙(Plane Bed)沉积物变成。,通常沙浪有四种类型(表3-1):其中A型和B型沙波能在浅水流(深度<0.5m)中形成,而C型沙波较大(长15m以上,高1.2m),且不在浅于4.7m的水流中形成。水流在越过A,B,C型沙波的顶点之后会发生分离。在沙波脊界点和下游方向下一个沙波脊的界点之间有一个分离涡流带。在分离涡流的底部,水流方向和主流相反,速度约为主流的三分之一到二分之一。若沉积是细砂且涡动回流的速度相当大,则回流也能形成交错纹层倾向和主流相反的小型波纹(图3-3)。同时,大型沙波还使水面“波”第一组沙波的相位不同(图3-3)。当剪切速度较大时,出现D型沙波。它不与小型沙纹共生,向下游流动和水与D型沙浪的剖面上所有部分都保持连续的接触;水流不发生分离现象(图3-4)。,图3-3 在细砂上形成沙浪的水流在平行于水流方向上的横剖面示意图(a)沙浪从迎流面上的波纹向脊顶迁移,当砂顺着陡的背流波塌落时,这些波纹就被破坏了。塌落面下游波谷中的波纹,逆水流方向迁移。这种回流波纹,被向下游迁移的沙浪坍塌面上落下来的砂粒所掩埋而得以保存。回流波纹的小型交错层与沙浪的大型交错层之结合是流水搬运细砂所特有的形态,是由沙浪造成的水流分离作用形成的(据Boersma,1967)。(b)水流在粗砂上形成沙浪时,在平行于水流方向的垂直平面中水和沉积物的示意剖面。在沙浪脊上面的水面下降;在沙浪脊之间的波谷上面,水面好像开了锅似地上涨。像图a中的那种小波纹不会在粗砂中形成(据Simons,Richardson和Nordin,Jr,1965)。,图3-4 形成D型冲蚀沙浪的水流和底部沉积物在平行于水流方向上的横剖面示意图(据Simons,Richardson和Nordin,Jr.,1965),③平坦床沙(Plane Bed or Flat Bed):流速若再增大,“冲蚀”(Washed-out)的D型沙浪也消失了,沉积物-水的界面变平坦,沉积物不断向下游快速流动,此时呈一系列平坦的席状流动。 ④同相位沉积物波(In-Phase Sediment Waves):其特征主要受限于福劳德数,当Fr>0.84(接近于1)时,出现和水面波同相位的圆滑沉积物波(图3-5)。在这些同相位波中,沉积物顺流运移,但波形可以保持不动,也可向下游或向上游方向迁移。G.K.Gilbert称向上游方向迁移的沉积波为“逆行沙丘”(Antidunes)。,图3-5 形成逆行沙丘的水流和沉积物在平行于水流方向上的横剖面示意图(据Simons,Rechardson和Nordin,Jr.,1965;Harms和Fahnestock,1965)。,(2)流态或称流动体制(Flow Regime) 流态是指:“水流、水与沉积物界面形状、沉积物的搬运方式、水流中能量消散过程以及水面形态和水一沉积物界面之间的相位关系总和”。 通常有低流态与高流态之分,其间有一个过渡流态。,①低流态(Lower Flow Regime) 沉积物界面发育小型沙纹,沙纹与沙浪,沙浪和沙垅,或仅有沙浪。搬运能力较小,且断续进行(图3-6、7)。搬运作用先是靠牵引毯状层在沙纹或沙浪的向流面上向上运动,然后,靠颗粒在这些底形坡陡的背流面上发生重力塌落而形成。在沙浪的波谷中,在迁移方向与主流方向相反的回流沙纹上能够发生某些反向搬运。 某种程度上讲,水流能量可以被沉积物颗粒的糙度和惯性阻力所消耗,但主要还是被沙纹和沙浪的形态阻力以及水流分离部位的回流旋涡所消耗。因而,沉积物沿流动方向具有一定的分选性,留在底形上的沉积物比冲到下游去的要粗。,②过渡状态 其特征底形是D形沙浪或沙波(表3-1)。沉积物趋于连续运动,但在D型沙浪的低倾角交错层内确实还有堆积;而沉积物不会沿D型沙波的背流坡坍落下来。水流中的能量被惯性阻力和运动颗粒的糙度所耗散。水流不再分离,水面:往往变平,并且与低而长的床沙形体无关。,③高流态(Upper Flow Regime) 沉积物界面是平面或各种瞬息变化的起伏面,沉积物大量而不断地被搬运着,卵石大约以平均水流速度一半的速度向下游运移。水流能量被颗粒的糙度和惯性阻力,逆行沙丘的破碎以及沉积物波形的产生与消失所耗散;水面的起伏与被隆起的沉积物底形同相位。没有顺流分选,流到下游去的沉积物和组成底床的沉积物具有同样的粒度分布(图3-6、7)。 水流有选择地搬运其底床物质。分选机理和分选程度随流速变化而变化。因此,沉积物在顺水流方向上有规律地分选开来,其最终产物按主要作用、颗粒粒度以及它们在底床物质中的丰度而定。,4、沉积物的选择搬运 水流有选择地搬运沉积物。分选机理和分选程度随流速变化而变化。因此,沉积物在顺水流方向上有规律地分选开来。其最终产物按主要作用、颗粒粒度以及它们在底床物质中的丰度而定。,图3-6 不同流态下床沙形体的特征(据D.R.Simons,E.V.Richardson,C.F.Nordin,Jr.,1965),图3-7 水流能量与颗粒大小所表现出的床沙形体与流态的关系(据D.R.Simons,E.V.Richardson,C.F.Nordin,Jr.,1965),三、水槽实验-层理的形成机理 流动与床沙形体内部构造的关系对床沙形体的认识主要是通过水槽实验所得到的。继1914年G.K.Gilbert为了解决用水力开采金矿的问题,首次用各种粒径的砂和不同的水流强度进行了水槽实验后;1961年D.R.Simons和E.V.Richardson对粒径小于0.6mm(M=1.25Φ)的砂进行了大规模的水槽实验。 当流速增加到一临界值时(20cm/s),沉积物开始移动,并开始由于流动的阻力形成小型凹凸底形(小型沙纹),向上游平缓倾斜而向下游倾斜较陡,波高0.5~3cm,通常波长小于30cm,很少超过60cm,此类床沙形体称为沙纹(Ripple)(图3-8)。 当增加流速(50cm/s)时,就会形成大的不规则的砂丘或沙垅(Dune),波高10~20cm,波长可达几米,前已述及沙纹和沙垅属于低流态,一般Fr<1,此时的水面起伏与床沙层面起伏不一,属异相位波。,继续增大流速,沙丘或沙垅消失,形成平坦床沙,严格地讲这表示任何床沙形体都已不再存在。流动强度增加到Fr>0.84时,沉积物周围的沙波出现与水表面波处于同相位的状况,此时开始形成大致呈正弦曲线的逆行沙波(Antidune),它是指向上游移动的波浪状床沙形体,向上游一侧进行加积,下游一侧受到侵蚀(图3-9)。流速的再进一步增加,则形成冲槽和冲坑(图3-8)。平坦床沙、逆行沙丘和冲槽及冲坑均属于高流态说明Fr>1为高流态,从理论上讲逆行沙丘开始形成时的最小Fr数为0.84。,图3-8 床沙形体的流态顺序(D.R.Simons et al.,1961),图3-9 逆行沙丘形成的示意图(D.R.Simons et al.,1961),可见,水槽实验对小于0.6mm的沙,随着流速增加时,床沙形体发育的顺序为:无沉积物移动的(下部)平坦床沙→沙纹→小型沙垅→沙垅及沙浪→(上部)平坦床沙→逆行沙丘→冲槽及冲坑。与之相应的流动动态是床沙与表面波呈异相位的低流态,(F<1)与表面重力波呈同相位的高流态,相应地出现地层理顺序为:水平层理→小型沙纹交错层理→小型交错层理→大型交错层理(槽状、板状、楔状)→平行层理→逆行沙波层理。然而上述只是理想的完整顺序,当粒度不同时,层理顺序中出现的床沙形体种类亦随之发生变化,但它们之间的先后次序则不会变。,综上所述,可以发现影响床沙形体最重要的因素是流动强度、平均流速、颗粒大小、流动深度。J.R.Allen(1968)和J.B.Southard(1975)利用水动力指标的各种组合来说明不同床沙形体的成因;利用两个变量流动能量或平均流速对沉积物的颗粒直径作图进行分析(图3-10),将流动的动能视为等于河流作用于床沙单位面积上的功率。当河流的动能或流速减低时,床沙形体可相应地出现下列顺序:逆行沙丘→上部平坦床沙→沙垅→沙浪→小型沙纹→下部平坦床沙;该图只能将不同形态的床沙位置分开,这说明还需要更多的变量。于是J.B.Southard(1975)又根据流动深度、流速、粒度为参数,分别对以0.1mm,0.45~0.54mm和1.14mm代表细、中、粗粒级作了深度-流速图(图3-11、12、13)。,对于大约0.1mm的沉积物颗粒,随着平均速度的增大,床沙形体出现的顺序为:无运动→沙纹→上部平坦床沙(图3-11)。在沙纹和平坦床沙之间无沙垅或沙浪,这就是细粒级沉积物内无大型交错层的原因或机制。 对于0.1~0.6mm的沙,继沙纹之后,随着流速的增大形成比沙纹大得多的床沙形体,出现的顺序为:无运动→沙纹→沙垅(小沙浪)→上部平坦床沙(图3-12)。 对于大于0.6mm的粗沙,情况就有所不同,在相对低的速度下,形成一种下部平坦的床沙,而对于沙纹则在任何速度下都形成一种不稳的外形,所以在中粗砂岩(M>0.6mm)中缺乏小型沙纹交错层理。在这样的粒度范围内,随着流速的增加,床沙出现的顺序:无运动→下部平坦床沙→沙浪→沙垅,也不发育上部平坦床沙,即粗砂岩中无平行层理。,图3-11 粒度为0.1mm沙的床沙形体的平均深度-流速图(J.B.Southard,1975),图3-12 粒度为0.4和0.54mm沙的床沙形体的平均深度-流速图(J.B.Southard,1975),图3-13 粒度为1.14mm沙的床沙形体的平均深度-流速图(J.B.Southard,1975),第二节 测井相的识别与模式 油气勘探与开发始终都离不开对测井资料的分析与研究。而测井相分析依据不同的测井资料进行沉积相的识别与研究,因此它是地下储层沉积相识别的基础手段之一,也是进行小层对比的最基本、最直接的依据。一、概述 微相是沉积体系中最基本的构成单元,反映了沉积条件基本一致情况下形成的沉积岩。不同微相的沉积特征在测井资料中有所反映和表现的观点,是测井识别沉积微相的基础。,表3-2 不同测井曲线在油气储层研究中的作用,二、常规测井曲线特征的地质意义(一)幅度大小 自然电位测井的幅度主要反映井中自然状态下电场强弱的分布;在渗透层段SP曲线偏离泥岩基线的幅度大小与地层水含盐量和井中流体含盐量之差有关。在淡水泥浆中,向含盐水地层的位置SP曲线发生向左偏移,即负方向偏移。在其它条件相同的情况下,纯砂岩的负向偏移幅度最大;当砂岩中含泥质时,SP幅度减小,并与泥质含量呈正比,直至泥岩层(泥质含量为100%时),SP曲线完全和基线一致。而在采用盐水泥浆时,含盐水地层的SP曲线则很少或没有发生偏移,甚至可以出现反转。,自然伽玛测井响应主要是反映地层天然放射性能量。由于粘土矿物中含有钾放射性同位素K40,泥岩层具有较强的天然放射性,砂岩放射性要小得多;因此自然伽玛测井曲线能较好地反映垂向层序中砂岩和泥岩的相对含量。随着砂质的增多表现出放射性降低,砂岩粒度变粗,泥质含量减少。自然电位和自然伽玛虽然总体上特征相似,即对砂、泥岩比较敏感,但二者也有所区别,在一些特殊的情况下,如薄层和致密砂岩层,自然伽玛可以弥补自然电位的不足。,砂泥岩剖面,砂岩的泥质含量与沉积环境密切相关:高能环境,水体强烈簸选,形成相对粒级较粗的纯净砂岩,SP/Gr幅度大;低能环境,泥质得以沉积,形成纯泥岩,其SP/Gr幅度与基线一致,故SP/Gr的相对高低,可判断砂岩中泥质含量的多少和沉积环境能量的强弱。,图3-14 曲线形态分类图(据Serra & Sulpice,1975),(二)形态特征 沉积环境不同,物源、水体大小和能量也不同,导致沉积物组合形式和层序特征的不同,测井曲线上表现为不同的曲线形态。 1975年O.Serra等根据自然伽玛(电位)曲线进行了分类,归纳了两类分类方法:一为形态分类;二为曲线平滑程度分类。 1、形态特征(1)钟形(Bell) 曲线下部最大,往上越来越小,是水流能量渐弱或物源供应渐少的表现。其特点为底部突变、顶部渐变,即为向上变细的韵律,反映河道侧向迁移的正粒序结构,典型的代表为曲流河点坝或河道相沉积的产物。,(2)漏斗形(Funnel) 与钟形相反,垂向上呈现出向上变粗的水退反粒序结构,水动力逐渐加强和物源供应充足。其特点是顶部突变接触、底部渐变,反映前积或顺流加积砂体的反粒序结构,典型的代表为三角洲前缘河口坝相。(3)箱形(Cylinder) 也称柱形。反映沉积过程中物源充足、水动力稳定条件下的快速堆积或环境稳定的沉积。顶底界面均为突变接触,反映沉积过程中物源供给丰富和水动力条件相对较强,代表潮汐砂体或辫状河道砂体。,(4)舌形(Egg) 也称为蛋形。上、下均为渐变形,而且通常厚度不大,反映出受多种因素的影响,其整体背景的水动力条件相对较弱或快速变化,多为决口扇、指状砂坝及远砂坝沉积的产物。也可进一步划分为尖咀形。(5)线形(Liner) 垂向上的幅度变化不大,主要反映相对较为平静的沉积环境,如浅-深湖(海)相沉积,物源供给严重不足,以细粒沉积为主。,2、平滑程度(1)齿形(Serrated) 反映沉积过程中能量的快速变化或水动力环境的不稳定,它既可以是正齿形,也可以是反齿形或对称齿形,为冲积扇或浊积扇所具有。(2)平滑形(Smooth) 反映沉积环境较为稳定和水动力条件相对平静,因而体现出岩性的稳定变化,无砂泥间互现象。,(三)接触关系 测井曲线可以反映层间的接触关系。总体来看,接触关系主要有突变和渐变两类。突变又可分为顶部突变和底部突变,渐变也以分为顶部渐变和底部渐变。其中底部突变通常反映的是各种河流的冲刷作用。 Serra的划分为测井相研究奠定了良好的基础,但在具体分析时,还应考虑其组合特征等。马正1981年根据我国油田的实际情况,依据测井曲线幅度、形态、接触关系、平滑程度以及组合关系进行了分类(图3-15),这一分类对我国的陆相沉积更具有意义。,(四)组合类型 测井曲线的组合形式包括幅变组合与形态组合(表3-3)。幅变组合包括加速幅变、均匀幅变和减速幅变,形态组合包括箱形-钟形组合、漏斗形-箱形组合、指形-漏斗形组合、箱形-钟形-漏斗形组合以及齿形-箱形-钟形-漏斗形组合等(图3-15),不同的组合特征可以更好地反映地层的沉积环境。 根据沉积学研究中沉积层序的旋回性,颗粒大小、岩性粗细在测井曲线上的表现形式,总结出不同沉积相带的曲线形态特征(图3-16)。上述曲线形态是理想情况下的曲线形态,对于一个特定的地区,应充分利用岩心分析资料,总结不同沉积相特征在曲线上的响应,建立研究区的测井相模式。,图3-15 自然电位曲线要素图(据马正,1981),表3-3 各类沉积相自然电位测井曲线要素特征(据马正,1982修改),图3-16 各类沉积环境自然电位测井曲线形态组合图(据马正1982),三、地层倾角测井和电阻率成像测井研究沉积相(一)地层倾角测井研究沉积环境 近年来发展完善的高分辨率地层倾角测井为研究沉积环境提供了有效的手段,能够提供沉积构造、古水流等方面的信息。 层理是重要的沉积构造,也是反映古水流动力条件的直观证据。采用相关对比或模式识别,对地层倾角测井资料进行处理,可以根据其处理成果对应的矢量图模式和方位频率图分析沉积构造和古水流方向。,1、矢量图及其反映的层理特征 在矢量图上,根据地层倾角和倾向随深度变化的规律,可以划分出四种模式:即绿模式、红模式、蓝模式和杂乱模式(图3-17、表3-4)。根据地层倾角资料,可以解释各种沉积层理的类型(图3-18),进而是进一步解释其沉积环境和相。,表3-4 地层倾角矢量模式及反映地质特征,图3-17 地层倾角模式,图3-18 各种层理的理想倾角模式(引自吴元燕,1996),2、方位频率图 方位频率图是在某个给定井段内优选倾斜方位的统计图,针对单一砂层层面、层理进行方位频率统计,可用其判断古水流方向;而频率集中的方向表示这段砂岩的主要古水流方向。,3、几种典型沉积相在地层倾角测井中的特征反映 不同沉积环境下沉积物的特点在地层倾角测井中都会有所反映。以曲流河点砂坝、三角洲前缘砂、浊积水道等几种典型环境为例,加以说明(表3-5)。,表3-5 几种典型沉积相在地层倾角测井中的响应特征,图3-19 点砂坝矢量图(据Schlumberger),图3-21 浊积水道矢量模式(据Schlumberger),图3-20 河口坝相矢量图(据Schlumberger),(二)成像测井分析沉积环境和特征 目前地层微电阻率扫描和全井眼微电阻率扫描资料已经比较成功地用于沉积相分析。一般而言,在垂向上有一定规模的沉积构造如冲刷面、大型交错层理等,成像测井能够比较清晰地反映出来(表3-6)。,表3-6 不同沉积构造在成像测井上的响应,四、测井相研究的步骤 沉积微相的划分遵循由点到线再到面的研究方法,即从岩心描述出发,再进行单井微相划分,最后进行剖面与平面的微相划分。具体步骤如下:(一)选择关键井 关键井要具备以下条件:①位于构造有利部位;②取心资料和齐全的分析化验资料;③测井条件良好(井眼条件要好,泥浆正常);④裸眼测井资料齐全;⑤地层测试、生产测井资料丰富,并有大量的生产动态资料。,(二)建立测井相图版 对关键井,首先在岩心观察与描述基础上,结合分析化验及测井资料进行单井相分析,划分亚相、微相,编制单井相分析综合柱状图(图3-22)。 在此基础上对各微相测井曲线特征进行比较,找出它们之间的关系。有时同一微相的测井曲线由于所处微相部位不同,形态也不一样;编制微相-测井曲线图版,作为微相划分的依据,如珠江口盆地某油田测井相模版,该测井相模版建立了辫状河三角洲各类砂体的测井响应,从而达到了测井相研究的目的(图3-23)。,(三)编制沉积微相图 以测井相模版为基础,结合其它地质研究,建立单井测井相,开展主干剖面沉积微相对比分析。如西江30-2油田II油组沉积微相剖面图(图3-24)。在此基础上,依据地质特征与参数(如含砂率,砂岩厚度等),对测井相进行外推和内插。如西江30-2油田H1层微相平面展布图(图3-25)。最后建立研究区内沉积体系垂向序列和沉积模式。,图3-22 珠江口盆地某油田2X井单井剖面相分析图,图3-23 测井相模版,图3-24 珠江口盆地某油田II油组沉积微相连井剖面图,海泛面,,层序界面,,席状砂,图3-25 珠江口盆地某油田H1油层沉积微相平面分布图,三、地震相分析 地震相一词来源于沉积相,可以理解为沉积相在地震剖面上表现的总和。Sheriff将地震相定义为由沉积环境(如海相或陆相)所形成的地震特征(1982)。 地震相分析则是“根据地震资料解释其环境背景和岩相”(Vail, 1977)。,(一)地震相标志的基本类型 地震相标志是“准层序组内部那些对地震剖面的面貌有重要影响,并且具有重要沉积相意义的地震反射特征”。 有三种基本类型:地震反射结构、地震反射构造和地震相单元外形。三个地震相标志均可从三个层次上进行定性描述。,1、地震反射结构(Seismic ReflectorConfiguration) 地震反射结构是指地震剖面各组成部分(同相轴)的物理地震学特征,包括振幅、频率、连续性三个基本要素(表3-8)。(1)振幅(Amplitude) 振幅是质点离开其平衡位置的位移量,它反映相应地震界面反射系数的大小。对于同一入射波,界面的反射系数越大则所产生的反射波振幅越强。反射系数的大小由界面上下岩层的波阻抗差所决定。波阻抗差越大则反射系数就越大。一般泥岩的波阻抗较低,砂岩的波阻抗中等,碳酸盐岩的波阻抗较高。因此,振幅的大小最终可归结为界面上下岩性差别的大小。,表3-8 地震反射结构分类,连续性,频率,振幅,(2)频率(Frequency) 它反映相邻反射界面之间间距的大小。间距越大,上下界面产生的反射波之间的时间间隔就越大,即频率越小。反之,间距越小则频率越大。 当界面间距小于入射地震波的1/4主波长时,两个界面形成的反射波将相互叠加成为一个复合波,从而无法将两个界面区分开,这就是所谓的地震波垂向分辩率(能确定出两个独立界面而不是一个界面所需的最小反射面间距,这里为1/4主波长)。,(3)连续性(Continuity) 是指同相轴的视振幅与视频率在横向上的延伸状况,反映界面上、下岩性差别或界面间距在横向上的稳定程度。(4)描述和命名方法 地震反射结构有两种描述和命名方法。当地层单元内部上述三个方面的特征上、下都比较均匀时,可直接按“振幅+频率+连续性”的顺序进行描述和命名,例如“强振幅高频高连续反射结构”。当以上特征上、下不均匀时,则可根据其在垂向上的变化特点进行描述和命名,例如“向上增强反射结构”等。,2、地震反射构造(Seismic Reflector Structure) 地震反射构造是指地震剖面中的各个组成部分(同相轴)在空间上的排列与组合方式,是岩层叠加型式形式的直接体现,反映沉积作用的性质和沉积补偿状况等。地震反射构造讨论的是同相轴间的几何形态与相互关系,属于形态或几何地震学范畴。而地震反射结构讨论的则是同相轴的物理属性,属于属性或物理地震学内容。,3、地震相单元外形(External Form of Seismic Facies Unit) 地震相单元外形是指在三度空间上具有相同反射结构或反射构造的地震相单元的外部轮廓或形体特征。大多数地震相单元外形都是沉积体外形直接的、良好的反映,例如扇状外形是扇体的反映,丘状外形是礁体的反映等等。显然它对沉积相解释有重要意义。,(二)相标志的主要特征1、地震反射结构 在三种地震相标志中,以地震反射结构的类型为最多、最基本。常见的典型地震反射结构有以下四种:,(1)杂乱反射结构(高振幅低连续性结构) 基本特征:振幅强,不连续,波形杂乱无章,无规律(表3-9)。 振幅强意味着界面上、下岩性差异大。不连续则意味着岩性或岩层厚度横向变化快,从而反射系数横向上变化很大。这种反射结构代表水动力条件动荡不定,且能量相对较高环境下形成的产物,也可能是原生连续地层遭受后期改造变形后的结果。往往发育于冲积扇、浊积扇、海底扇等扇体中,或者由于重力滑动或构造变动而发生强烈变形了的地层。,(2)无反射结构(极低振幅结构) 基本特征:振幅极低,几乎看不出同相轴的存在。 意味着岩性均一,无反射界面。代表能量相对稳定的沉积环境。可能是巨厚的砂岩、泥岩、灰岩或是生物扰动改造后的似均匀沉积层。深湖相泥岩、滨海相砂岩、陆棚相灰岩以及泥质沉积很贫乏的辫状河砂岩中都可发育这种反射结构。它们的岩性差别很大,但其内部相对较为均一。,(3)三高反射结构 振幅高意味着界面上、下岩性差异大;频率高意味着层厚较小且频繁交替;连续性高则意味着岩性和岩层厚度横向上很稳定。是浊积砂发育的深水相或薄煤层稳定发育的滨湖沼泽相的典型特征。,(4)向上增强的反射结构 其基本特征是振幅在下部较弱,而向上显著增强。这表明在下部岩性较均一,而向上岩性差别增大。通常发育在下降半旋回的沉积相组合中,如三角洲、海退型进积海岸或陆棚沉积等常常形成这种反射结构。 可见,振幅强弱与界面上、下岩性差别大小相对应;频率高低与岩层厚薄相对应;连续性好坏与岩层的横向稳定性相对应。抓住这一关键,再通过对不同沉积相单元中的岩性差异特点、横向变化规律和旋回性的理解,就可进一步对沉积相加以解释。,2、地震反射构造 常见的地震反射构造有八种类型(表3-10),一般都具有明显的沉积相意义,因此在地震相分析中占有十分重要的地位。(1)平行(亚平行) 以同相轴彼此平行或微有起伏为特征。它是沉积速率在横向上大体相等的均匀垂向加积作用的产物,在陆棚、深海盆地、深湖或浅湖、沼泽等许多相带中都可发育。此反射构造中的连续性一般较好,振幅和频率则可以视情况的不同而有所差异。,表3-10 地震反射构造分类及其特征,(2)波状 其特征是各同相轴之间在总体趋势上相互平行,但在细微结构上有一定程度的波状起伏。它是不均匀垂向加积作用的产物,也就是说从准层序或成因层序这一地层单元的级别上来看,总体上表现为垂向加积作用,从而同相轴之间在总体上相互平行;但从更细的级别上看沉积速率在横向上并不相同,甚至还存在次级的侧向加积作用。通常在冲积平原、滨浅海(湖)以及总的沉积速率相对比较缓慢的扇体等相带中容易产生这种构造。,(3)发散状 其特征为同相轴之间的间距朝着一边逐渐减小,其中一些同相轴逐渐消失,从而使同相轴的个数也朝一边减少,与之对应的地层单元厚度相应减薄,形似楔状。这种地层厚度减薄并不是由于在地层单元顶、底界发生削蚀或上超所造成的,而是由于各同相轴的间距向一边减小所致。它是在差异沉降的背景下,由于沉积速率在横向上递减,将导致岩层厚度向一方变薄。,(4)前积 若以准层序组的顶、底界为参照平面,则其间的同相轴相对倾斜并朝一方侧向加积。标准的前积构造具有顶积层、前积层和底积层。根据其内部反射结构差异、前积层的形态特点以及顶积层、底积层的发育程度,可进一步将前积构造细分为S形、顶超型、底超型、斜交型和叠瓦型(表3-11)。虽然它们之间有着种种差别,但都具有前积层,都是沉积物顺流加积的产物,反映了古水流方向。前积构造是三角洲、扇三角洲、各种扇体以及大陆坡的典型标志。,表3-11 前积反射构造对比,①S形 标准的前积构造具顶积、前积和底积层。内部发育一组相互叠置的反S形反射同相轴,在反S形的上端为近水平的顶积层,中部为倾斜的前积层,向下同相轴逐渐变的平缓,形成底积层(图3-27)。 顶积层发育表明沉积时水面相对上升,陆源物质得以向上垂向加积。底积层发育表明在沉积体的前方也沉积了大量物质,而根据沉积分异原理,较粗的碎屑物质应在前积层及顶积层的部位上卸载,在与底积层对应的地区则主要为细粒沉积物。因此,可以把底积层发育看作陆源物质粒度较细、泥质沉积特别丰富的表现。通常在大陆坡和泥质丰富的三角洲中容易发育这种反射构造。,②顶超型 其特征是缺失顶积层,前积层向上方以顶超方式终止于地层单元的顶界上(图3-27)。它的存在表明,顶积层不是因后期构造侵蚀而缺失,而是由于在水面相对静止时期可容纳空间保持不变,使水面以上无法发生垂向加积,路过的沉积物只能在沉积体前缘加积,从而缺失顶积层,其底积层发育的地质意义同S形前积构造相同。通常在水平面相对静止时期泥质丰富的三角洲中容易发育这种反射构造。,③下超型 特征是缺失底积层,前积层向下方以下超的方式终止于地层单元底界上(图3-27)。其顶积层发育表明是在水平面相对上升时期形成的。而缺失底积层则表明陆源碎屑物质粒度较粗,缺乏细粒沉积物。一般在冲积扇、陡崖浊积扇和扇三角洲上容易发育该构造。,④斜交型 其特征是顶积层和底积层均不存在,由一组相对陡倾的反射同相轴组成,在其上倾方向表现为顶超,而在其下倾方向出现下超(图3-27)。它是在水平面相对静止时期由较粗的碎屑物质侧向加积所造成的。其前积方向一般与断陷盆地的长轴方向大体一致,通常解释为三角洲或扇三角洲环境的产物。,
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