Question

层序界面的主要识别标志

Answer 1

前人通过贯穿整个济阳坳陷的主干地震剖面、大量岩心和测井资料的综合分析，对一、二、三级层序界面进行了精细识别，并概括出济阳坳陷各级层序界面的主要识别标志。

(一)地震反射结构

各级层序界面在地震剖面上最直观的识别标志有:①削顶或冲刷充填造成的不整合;②地层沉积上超造成的不整合;③底超和顶超;④强震幅反射同相轴所显示的上下地层的截然差异等(田景春，1994)。

二级层序界面具明显的地震反射特征，界面之上为上超或下超反射，界面之下为削截反射特征。如济阳坳陷的一级层序(构造层序)界面TSB_R(T_R)、TSB₁(T₁)(图2－1)和二级层序(层序组)界面SB₇(T₇)、SB'₆(T₆)(图2－2)、SB'₂(T'₂)等。

图2－1 东营凹陷地震3624测线T_R，T₁反射界面特征

图2－2 惠民凹陷地震518.9测线T₆'反射界面特征(据潘元林等，2004)

三级层序界面，在坡折带之上为暴露或下切水道剥蚀不整合，其地震反射标志为顶平、底凸并切割下伏同相轴，使下伏同相轴与层序界面呈削截关系;而坡折带以下的盆地内为连续沉积，地震反射结构表现为底超或同相轴的强反射(图2－3)。

图2－3 东营凹陷地震93.9测线(牛庄－梁家楼地区)反射结构和层序地层解释

三级以下的高频层序界面，有些具有清晰的地震反射连续同相轴与之相对应，并在一定区域内可进行对比追踪。初始湖泛面和最大湖泛面均为强的连续反射同相轴，前者为整合反射关系，后者为下超面，如T₂、T₄、T₆反射标准层(图2－3)。这两个界面在地震剖面上把层序划分为具下切水道反射特征的低位体系域(LST)、平行反射结构的湖扩展体系域(EST)和前积反射结构的高位体系域(HST)(图2－3)。但也有些界面在地震上直接识别的难度较大，需要根据单井识别的层序界面在地震剖面上进行追踪来确定。

(二)测井相标志

1.测井曲线形态标志

(1)测井曲线基值发生明显改变，层序界面位于基值的转折点上。层序界面之上为相对高自然电位基值、低电阻率基值，界面之下则相反，或表现为电阻率基线的明显变化(图2－4);或者自然电位基值不变，界面之上为低幅“弧形”电阻，界面之下为高幅“刺刀状电阻”。这是以不整合面或较大沉积间断面作为层序界面时，界面上下地层岩性、岩相的差异性和差异压实作用造成的。一、二级层序界面都有这种电性特征。

图2－4 王70井层序划分的测井曲线标志

(2)层序界面位于反映加积的“箱状”或退积的正旋回“钟形”自然电位曲线的底部。这是由于层序界面之上发育下切水道、水下辫状河道或浊积扇砂体之故。层序界面位于反映进积的反旋回自然电位曲线的顶部(图2－5)，这是高位体系域发育进积型沉积体系的测井响应。

(3)干旱气候环境下，反映大段盐膏层的高电阻率曲线段的顶部为层序界面。

(4)层序界面除在自然电位曲线和电阻率曲线上有明显的特征外，在自然伽马能谱测井曲线上也有明显的特征。层序界面位于伽马能谱基值和铀含量基值由低到高的突变部位，界面上下的钍含量和Th/U也有明显的变化。

2.测井资料衍生标志

(1)声波时差测井法。Wyllie等依据大量实验结果推断，在具有均匀分布的小孔隙的固结地层中，孔隙度与声波时差存在线性关系。在此基础上，K.Magara提出在正常埋藏压实条件下，泥页岩声波时差与其深度的关系式为t=t₀exp(－CH)，式中t为泥页岩在深度H处的声波时差;t₀为外推至地表的时差;C为泥页岩正常压实趋势斜率(称为压实校正系数);H为埋深。由此可见，沉积地层声波时差的对数与其深度呈线性关系，并随埋深增大，孔隙度减小，声波时差也减小。但是，声波时差是沉积地层的岩性、物性(孔隙度大小、孔隙结构、裂缝密度和开启度等)以及孔隙和裂缝中的流体性质等因素的综合响应。尽管如此，在地层垂向剖面中，由于不整合的存在，而引起沉积地层缺失、风化壳形成，出现湖侵泥岩覆盖形成超压带抑制压实作用等现象，这些均导致在声波时差对数与深度的线性回归图上出现一系列异常，如层序界面(不整合面)上下回归线明显错开、回归线的斜率存在差异、界面之下出现异常高值点或异常段等(图2－6、图2－7)。

图2－5 牛13井层序划分的测井曲线标志

由于在这种图中的异常现象并不一定均由不整合引起，也可能存在其他原因如次生孔隙等，同时，也并不是所有的沉积间断面或不整合面均能引起异常，因此在层序地层格架划分过程中需要再结合其他资料，以确保划分层序的正确性。声波在不同流体(密度不同)中的传播速度不同，在其他条件相同的前提下，沉积地层中的流体性质也影响声波时差，如淡水的声波时差为620μs/m，盐水为608μs/m，石油为757～985μs/m。同样，岩石中有机质含量也可影响声波的速度，一般情况下，泥页岩中有机质含量越高，所对应的声波时差值越大。沉积地层中地层水性质在垂向上一般变化不大，但在一个三级层序中，湖盆水体深度经历了浅—深—浅变化，这种变化对沉积地层中有机质含量有明显影响。S.Creaney等研究表明，层序地层格架内有机碳含量(TOC)在垂向上呈周期性变化，在单一层序层剖面中，TOC的峰值与最大湖泛面相对应，且CS段位于TOC高值段。最大湖泛面以上，高水位期的大量陆源碎屑注入沉积盆地，导致TOC逐渐减小，最大湖泛面以下对应于湖侵域和低位域沉积，其初期湖盆水体相对较浅，TOC也相对较低。在一个层序内部有机碳含量变化是一个渐变的过程。在层序边界以下，由于地层出露地表遭受风化，使有机碳含量降低而出现突变现象。CS段形成于最大湖泛面附近，在盆地洼陷带为一套欠补偿条件下形成的泥岩和页岩，有机质含量高，因此，CS段沉积在声波时差曲线上存在明显的响应，常出现异常高值段，在同一层序内最大湖泛面位置达到最高，向上向下均逐渐减小(操应长，2003)。

图2－6 河14井层序地层划分综合图

(2)Fischer图解法。Fischer图解是Fischer等在研究奥地利三叠纪潮坪相灰岩剖面时首先提出来的，Fischer假定各旋回的形成周期相同，盆地是线性沉积的。一般在沉积时长时间没有水深变化(即发育补偿性沉积作用)的地区，线性沉降随着旋回厚度的变化而变化。旋回厚度较大，说明可容纳空间增大，相对湖平面上升;旋回厚度小，可容纳空间则减少，相对湖平面下降。连接各旋回顶点的曲线则代表相对湖平面变化。牛庄洼陷属于长期继承性洼陷，在沙二段沉积时期具有水体较浅、沉积旋回多期出现等特点，各沉积周期长短也比较接近，因此和Fischer图解的应用条件基本吻合。在Fischer图解中，纵坐标为平均厚度累积偏移，横坐标为旋回数，即将旋回层序单元的厚度减去所有旋回层序单元的平均厚度后可得到该旋回层序单元的净加积量，以该旋回层序单元前面所有旋回层序单元净加积量累积值为纵坐标的起点，画在以旋回数为横坐标的图解上。图解中各旋回顶点坐标连线即为以旋回数为函数的平均厚度累积偏移曲线，它代表了沉积物形成时的实际可容空间，因此Fischer图解又称为容纳空间图解。

绘制Fischer图解应注意以下问题:

(1)Fischer图解的纵坐标为平均厚度累积偏移。从数学上可以证明，图解的起始点和终点的纵坐标相等。

图2－7 牛9井层序地层划分综合图

(2)Fischer图解要求地层剖面的描述必须以“旋回”为基本单位，其客观性要求图解的绘制必须具有可重复性。一般来说，不同的人在测量同一个剖面时，因对旋回级次的划分、成因等有不同认识，所测的旋回数很可能是不相等的。一个较厚的旋回可能被其他人划分为两个或多个较小的旋回，因而单个旋回的厚度和剖面平均厚度必然改变，图解的形状相应地就要发生变化。解决此问题的有效办法就是避免在旋回数过少(少于50个)的剖面上运用Fischer图解。Sadler等人研究证明，在旋回数大于50个的剖面，即使不同人在测量同一剖面时所测的旋回数有些差异，图解的基本特征也不会有太大变化。

(3)绘制Fischer图解时，旋回层序的厚度应为沉积时的厚度，这样才能较真实地反映出沉积物可容纳空间的变化。只有对各旋回层序形成环境及成岩作用变化都不大的剖面，才可直接应用实测厚度绘制Fischer图解。对泥质岩、砂岩、泥灰岩等应进行必要的压实校正和水深校正。本次研究将工区目的层段的砂泥岩剖面划分均大于50个旋回小层序，并根据孔隙度－深度关系对各旋回小层序厚度进行压实校正，获得各小层序原始厚度。各小层序的原始厚度计算有一个基本假设，即沉积物在压实过程中，其固体颗粒不可压缩，也不与外界有物质交换。造成沉积物孔隙度和厚度减小的原因是孔隙中的流体不断被排出。首先根据测井和声波测井资料建立研究区的Φ－Z关系式为Φ_泥=0.66e－8.15×10－4Z，Φ_砂=0.41e－4.34×10－4Z;其次根据每一小层中各种岩性百分比(b_t)，计算出该小层序的平均厚度与深度之间的关系式，对于本研究区:Φ(Z)=b_砂［Φ_砂(Z)－Φ_泥(Z)］+Φ_泥(Z)，其中b_砂为小层序中砂岩百分含量。最后计算出各小层序原始厚度(H_t):(H_t)=Z_i+Z_i［1－Φ(Z)］dZ，式中Z_i，Z_i+1分别为小层序i的顶、底界埋深(单位:m)，为脱压实校正厚度H_i=(Z_i+1－Z_i)(单位:m)(胡受权，2001)。

(4)在对图解所反映的海平面变化曲线进行解释时，一定要结合实际地质资料。因为绘制该图解时，假定各旋回层序形成的时间以及形成时盆地的沉降速率均是相等的，而实际上这种可能性非常小，Fischer图解只能起到定性作用，不能完全凭形态去解释(苏德辰，1995)，并且，Fischer图解在图上并不能准确的表示出层序界面的深度，我们仍旧沿用Fischer图解的计算方法，只是把图解的横坐标改为与旋回对应的深度，这样其实用范围更广，也更具有实际意义(图2－6，图2－7)。

(5)声波时差曲线和电阻率曲线叠合法。利用测井曲线重叠，把刻度合适的孔隙度测井曲线(一般为声波时差曲线)叠加在电阻率曲线上，对于富含有机质的细粒烃源岩来说，两条曲线存在幅度差，定义为ΔlogR。在未成熟的烃源岩中，两条曲线分离是由孔隙度影响造成的;在成熟的烃源岩中，生产的烃类替代了岩石孔隙中的水，导致电阻率增大，使两条曲线产生更大的差异(或幅度差)。在一般情况下，ΔlogR与烃源岩中的有机碳含量(TOC)成正比。在沉积地层中，其他现象也可引起这两条曲线的幅度差，如油气层、火山岩、蒸发岩、未压实的沉积物等，此时，须结合其他测井曲线进行综合分析。在层序地层格架内的有机碳含量在垂向上呈周期性变化，在单一层序地层剖面中，TOC的峰值与最大海(湖)泛面对应，层序界面常对应于TOC的低谷。因此，声波时差测井曲线和电阻率测井曲线叠合图上的ΔlogR与层序界面和CS段间也存在良好的对应关系(操应长，2003)(图2－8)。

图2－8 牛38井ΔlogR与实测有机碳含量之间的关系(据操应长，2003)

由于研究区沙二段古湖泊水体较浅，加上现今地层埋深较浅以及有机质演化程度较低，因此ΔlogR对于有机质含量的指示意义较低，同时也受砂岩含量等因素的影响，但是总体而言对于层序地层格架的划分仍具有一定的对应性(图2－9)。

图2－9 牛100井ΔlogR与层序界面的划分

(三)岩性、岩相标志

通过岩心观察和地质录井剖面的综合分析，发现济阳坳陷古近系各级层序界面在岩相上主要有五种识别标志(图2－10)。

(1)层序界面之上常发育底砾岩(Y23)。

(2)层序界面上下，岩相和沉积环境发生突变，如SB'₆(T'₆)界面之上为一套深湖环境的油页岩，而界面之下则为半咸水浅湖环境的白云岩、泥灰岩夹油页岩沉积(W65);SB'₂(T'₂)界面之上普遍发育辫状河道沉积，界面之下则为以湖沼沉积为主的泛滥平原。

(3)层序界面为湖底冲刷面，包括近岸水下冲积扇底界面和远岸深水浊积扇底面(L22)，界面之上均为粗碎屑沉积。

(4)层序界面之下发育厚层盐岩、石膏层，这是在一个气候湿润到干旱旋回过程中，潮湿气候使湖泊形成浅湖，干旱气候使湖泊萎缩沉积厚层盐膏层之故(Hk1)。

(5)层序界面发育不同性质的火山岩，以构造层序界面、层序组界面火山岩最为发育，如SB₁界面之上发育强碱性玄武岩，SB₁界面之下发育碱性玄武岩，而SB₇界面之下发育亚碱性系列拉斑玄武岩等。这种层序组界面的发育与盆地构造演化的地球动力学背景有关。

图2－10 东营凹陷层序界面岩性及测井响应特征图(据潘元林等，2004)

(四)古气候及古生物标志

地球发展历史表明，古气候的变化呈现一定的周期性，全球冰期和间冰期的交替出现，可称为气候变化一级周期;在每个间冰期内部温度、湿度以更小的周期变化，可称为气候变化二级周期。从图2－11中东营凹陷古近系沉积时出现的两个二级气候周期变化就可以看出这一点。从图中还可以看出，沙河街组二段属于炎热干旱型气候，这是一种平均效应。进一步对其中的孢子花粉进行对应分析可知，在干旱背景上还有更小周期的潮湿与干旱的波动，可称为气候三级周期。气候的周期性变化影响到湖泊汇水量的周期性变化，进而影响层序的发育。

在干旱气候期，湖水位最低，沉积的低位体系域由盐湖和低位三角洲体系组成。随着气候由干旱向潮湿的转化，湖平面快速上升，湖面扩大，水深增加，沉积了湖泊扩张体系域。在潮湿期，湖平面达到最高位，湖面积最大，形成最大湖泛面，同时沉积了高位体系域。此后，气候由潮湿向干旱转化，湖平面相对降低，沉积物供应量减少，发育低位体系域。最后，湖水面以上的早期沉积物遭受剥蚀，形成了层序边界。沙二段时期发育的层序类型属气候层序(张世奇，1997)，在这种情况下气候对层序的影响则更为明显，由图2－11可知，沙二段内部存在气候干旱时期，与沙二段上下部的分界面位置相对应，也与层序边界位置相对应。

图2－11 济阳凹陷古近系气候变迁状况(据张世奇，1997)

由于层序界面上下气候变化以及由此所导致的湖水深浅等因素的影响，古生物组合会相应地存在明显变化，反映生物演化的阶段性和环境突变。不同的层序，具有不同的代表性化石组合。

对体系域界面而言，古生物特征通常表现为，初始湖泛面位于一个层序内古生物开始大量繁盛的部位，最大湖泛面位于古生物最繁盛、分异度最高的部位(冯有良，1999)。

从区域生物演化趋势来看，渤海湾盆地生物群演化迅速，阶段性明显，以其形成种的大量出现为标志，可以分为5个阶段，即孔店组阶段、沙四段阶段、沙三段上部至沙二段下部阶段、沙二段上部—沙一段阶段以及东营组阶段等(图2－12)。生物演化的阶段性反映了地层层序的演化特征。

图2－12 渤海湾生物群形成种数曲线图

(五)地球化学和古地磁标志

1.微量元素地球化学标志

当基准面缓慢下降、湖泊收敛，甚至出现陆上暴露，形成层序边界时，层序界面附近地层常处于极浅水或暴露环境，这样就必然导致层序界面附近氧化铁矿物含量的增加。因此，氧化铁含量的高值在某种程度上可以指示层序边界的存在。

对湖水深度较为敏感的Fe²⁺、Mn²⁺、Mn/Fe比值、Fe族元素(Fe、Cr、V、Ge)、S族元素(Pb、Zn、Cu)和Mn族元素(Mn、Co、Ni)及盐度的变化，都可以反映层序界面的存在。这是因为Fe²⁺和Fe族元素在浅湖和河口地区较为富集，而S族元素、Mn²⁺及Mn族元素在深湖(深海)区较为富集。因而，相对高的Fe族元素含量和相对低的S族及Mn族元素含量，都有可能是层序界面的标志。如牛38井，作为准层序边界的湖泛面，是相对浅水与相对深水之间的分界面。准层序界面与层序界面之间有相似的微量元素特征。

作为体系域分界面的初始湖泛面(PLFS)和最大湖泛面(MLFS)，是在一个三级层序内水体开始加深和达到最深的界面，其地球化学特征也表现为水体加深的特征，即Fe含量低，Mn、Mn/Fe、Cu、Ni、Zr含量较高。

2.有机地球化学标志

有机地球化学指标与湖泊水体的深度、氧化还原环境有着更加密切的关系。在不同的水深和氧化还原环境下，有机质的丰度、类型、热解指标、气相色谱、生物标记化合物等均有不同的特征。当一次较大规模的湖泊扩展后萎缩而形成层序界面时，有机地球化学参数，在层序界面附近一般会有明显的改变。亚层序界面上下，有机地球化学指标也有类似的变化特点。

3.古地磁特征

古地磁反映了地史时期古地球磁场的物理特性。它所反映的磁极性是相对现在地磁极性而言的古磁极性。古磁极性同现代一致为正极性，相反则为负极性。通过古磁极性与标准古地磁极性的对比，可以确定地层年代，了解地层的沉积速率以及古地磁特征与层序的关系。最大湖泛面位于原始剩磁强度由小变大的转折点上，初始湖泛面位于原始剩磁由大变小的转折点上，层序顶面附近原始剩磁强度较大。这主要是由于初始湖泛面与最大湖泛面之间的湖扩展体系域(EST)为较安静的深湖页岩、泥岩沉积，沉积速率较小(0.014mm/a)，无含Fe矿物，而高位体系域属浅湖—三角洲沉积，沉积速率较大(0.079～0.91mm/a)，富含Fe矿物。在层序界面附近含Fe矿物较丰富，原始剩磁强度最大。

(六)界面上下盆地构造和充填特征

构造层序和层序组界面，通常也是构造层和亚构造层的界面，界面上下分别属于两个不同的构造层和亚构造层，故这些级别的层序界面上下，具有不同的盆地构造和充填特征。