关键界面的识别标志及划分

网上有关“关键界面的识别标志及划分”话题很是火热，小编也是针对关键界面的识别标志及划分寻找了一些与之相关的一些信息进行分析，如果能碰巧解决你现在面临的问题，希望能够帮助到您。

（1）地震层序界面的识别

地震层序边界为不整合及与之可以对比的整合面在地震剖面上的响应。在地震剖面上指示层序底、顶界面的反射终止类型有上超、下超、顶超和削截（图3-2）。多数情况下，上超是可容纳空间明显增大、水面上升的良好标志；顶超是水面相对静止的标志；削截是可容纳空间明显减少、水面相对下降的良好标志。同时，滨岸上超向盆地中心迁移或滨岸上超突然向下迁移是最可靠的水面下降标志。

图3-2 层序界面与反射终止类型的关系

LST—低水位体系域；TST—海进体系域；HST—高水位体系域；SMST—陆棚边缘体系域；TS—初始海进面；LCC—低位水道堤；LSW—低水位进积楔；TL—进积斜坡；LSF—低水位扇

（2）钻/测井关键界面的识别

在综合录井资料上识别关键界面主要是依据准层序之间的叠置方式、泥岩颜色、岩性、古生物特征等进行识别。由于钻井所处盆地位置或沉积背景不同（滨岸、湖浪基面、斜坡-深湖），以及层序发育的差异性，层序界面表现出不同的特征。

1）陆表侵蚀削截，标志为暴露地表的土壤或根土层，在深水斜坡上有可对比的水底侵蚀面。

2）对深切谷的充填，表现为河道滞留沉积或水进冲刷滞留沉积。

3）滨岸上超向盆地方向的迁移，是由湖平面快速下降造成可容纳空间迅速减小所致。在地层剖面中浅水相粗粒沉积物直接覆于较深水泥岩之上，如河流、浊流砂砾直接覆于较深水的细粒沉积物之上，两类沉积物之间往往缺失过渡环境沉积。

4）厚度、粒度的旋回性。层序界面之下，砂岩粒度向上变粗、砂泥比向上变大，层序界面之上则相反。这种旋回的变化特征常以叠加样式的改变表现出来。这是确定测井层序边界的一个重要依据。

在一个不缺任何体系域的完整层序（包括低位、湖进和高位体系域）发育的部位，如湖浪基面一带和斜坡-深湖一带，它们的层序界面下为进积型（湖基面或斜坡带）或加积型（深湖带）准层序组，界面上为进积或加积型准层序组。在某些缺少低位体系域的不完整层序发育的部位，如滨岸带，它们的层序界面下为进积型准层序组，界面上为退积型准层序组。如果地层受到过明显的剥蚀（其上表现为角度不整合面，或地震上出现削截），将前一个层序的体系域部分或全部剥蚀则可能导致准层序组在纵向上的复杂叠置现象。在陆相层序地层分析中，地层发育的不稳定性使层序划分的难度增大，为了尽可能合理、可靠地划分层序，必须将地震资料与钻井资料、测井资料以及其他一切可以利用的测试分析资料结合起来，进行综合研究。

（3）两个重要的例子

图3-3 陆棚-斜坡背景中各体系域的理想测井曲线模式

（据J.B.Sangree等，1990，修改）

注意：陆棚背景中因低水位期的海岸线已降至斜坡处导致无LST

为进一步说明沉积背景在层序地层分析中的重要作用，这里引入一个陆棚沉积背景与斜坡沉积背景的层序地层例子（图3-3），以说明层序界面与其他关键界面的识别准则。请注意该例子中低位期的海岸线因海平面快速下降而位于斜坡上（非陆棚背景中的滨线坡折上），使陆棚背景的三级层序缺失了LST；这是Vail经典的层序地层模式（低水位期的海岸线因海平面快速下降至滨线坡折附近）的特例。图3-3中示出了在斜坡沉积背景中一个完整的三级层序的三分结构：LST（低位体系域）、TST（海侵体系域）、HST（高位体系域）；各体系域中的沉积体系、沉积相单元的构成与叠加也被表现出来。注意其中的等时线在纵向上将富砂的沉积体（砂体）分开，在横向上将富砂与富泥的沉积体连接对比。高水位砂具明显的进积；海进砂具明显的退积（横向上砂体发生侧向迁移）；低水位不同成因的砂（如盆底扇、斜坡扇）侧向上在不同位置堆积并发生了向陆迁移，这是中晚期的低海平面缓慢上升的结果，但是低水位中的单一成因的砂体（如仅为盆底扇成因）具有明显进积特点。尤其要注意的是：①在层序地层的等时格架中的地层对比，不再是简单的砂对砂、泥对泥，或高、低幅电性对高、低幅电性，或正沉积旋回对正沉积旋的对比，而是在关键层序界面限定下的等时对比。传统的岩性、电性和沉积旋回的对比可能会发生错误，尤其是在大范围（如本例的陆棚至斜坡沉积背景）的地层对比或跨越亚相、相级的沉积环境中的地层对比时要引起足够重视；②在陆棚至上斜坡背景中，层序界面与初始海泛面重合并从富砂地层中穿过，分开上、下富砂沉积体；③富砂堆积发生在浅水陆棚沉积背景与具坡折带的深水斜坡中。

还可以看到：在下斜坡-盆地背景中，层序界面（SB）是在富砂的底界下通过，对应漏斗型测井曲线的下部；而盆地背景中的初始海泛面从富砂的顶部通过或者从富砂与富泥的转换处穿过，下斜坡背景中的初始海泛面从富砂的中部通过，对应漏斗型向钟型测井曲线的转变处。在浅水的陆棚背景下，与初始海泛面重合（意味着缺失了LST）的层序界面从富砂中穿过，并将TST中的富砂沉积与HST中的富砂沉积分隔开。因此，在层序地层的关键界面识别中，要注意沉积背景和确定斜坡带或关键坡折带，以避免将层序界面与初始海泛面混在一起，避免将富砂不分青红皂白地划归为低位体系域中。事实上，在本例的陆棚背景中缺失了LST，这是由于低水位时期海岸线已处于斜坡上而导致陆棚背景无可容纳空间且遭受暴露剥蚀。

尽管这是海相环境中引出的层序地层的例子，但同样可以借鉴应用到陆相湖盆沉积中。因为，不论是陆相还是海相，层序地层中的可容纳空间原理是相同的。

图3-4 沉积层序和体系域的典型测井曲线特征

（据P.R.Vail，1991）

另一个例子是Vail等（1977）的经典层序地层的例子。图3-4给出了不同沉积背景下的层序与体系域及沉积体系的分布特征：如外浅海至半深海背景中有陆相河道、浅水滨岸、三角洲以及半深海背景页岩夹层的深—浅水混杂沉积（图3-1及图3-3中也有类似的情况），这是因为低水位时期的海岸线正处于此位置；如外浅海至半深海背景中层序的富砂LST厚度远远大于富泥TST+HST（图3-4的下部），这与图3-1及图3-3中的半深水—深水背景的层序一样；如外浅海至半深海背景中的层序厚度远大于内浅海（或滨岸背景）—中浅海（或陆棚背景）的层序（图3-4的上部）。

莺歌海组S～S层序沉积体系空间配置特征

1.梅山组Ⅳ2(S41～S50)低位体系域平面展布特征

梅山组二段Ⅳ2(S41～S50)层序低位体系域构成比较齐全，盆地北部临高凸起的两侧发育2个低位三角洲朵体，物源来自于红河三角洲和莺西斜坡带，在莺东斜坡带和莺西斜坡带发育规模较小的斜坡扇，盆底扇发育在盆地中央部位，扇体分布范围大，并且显示出斜坡扇叠加在盆底扇体之上的特征。该层序低位体发育特征显示多物源特征，在地震剖面上来自于红河、莺西和莺东等多方向的沉积叠置的特征明显，特别是在盆地中央底辟带可见分别来自于盆地东侧和西侧物源的盆底扇交互沉积(图4－7)。

2.梅山组Ⅳ1(S40～S41)低位体系域平面展布特征

梅山组一段Ⅳ1(S40～S41)层序低位体的规模和数量明显小于梅山组Ⅳ2(S41～S50)层序，且主要分布于盆地北部地区(图4－8)，下切谷发育在临高凸起带和东方1－1构造的北部地区，在下切谷的下方发育小规模的斜坡扇。在东方1－1构造及其南部发育小规模的盆底扇。

图4－5 莺歌海盆地三亚组Ⅳ4层序高位体系域沉积体系平面分布图

层序样式及其基本特征

S30～S29层序是一个基本三级层序，由1个SPG准层序组构成，说明该层序形成时期相对海平面变化较稳定，很少出现高频变化，或者由于物源供给等方面的原因导致高频海平面变化的沉积记录缺失或因太薄而不易识别。在该层序发育的低水位时期，发育有下切谷和斜坡扇等低位沉积体(图4－15，图4－16)，而且在这些低位体的下方还发育有一个环海南岛方向展布的峡谷。下切谷以垂向充填型为主，斜坡扇内部反射特征为中—强振幅平行—亚平行反射。从物源方向上来分析，主要物源方向为西北侧红河方向和东北的海南岛方向。在海侵和高水位时期，由于受一号断裂活动影响，局部快速沉降，其沉积环境主要为浅海，地震反射特征表现为中—强振幅平行—亚平行反射，靠近盆地中央部位，由于受底辟活动影响，地震反射杂乱，可能为半深海环境(图4－16，图4－17)。

图4－12 莺歌海盆地黄流组Ⅴ1层序低位扇体平面分布图

生储盖组合类型及特征

根据上述有关坡折带成因的认识，莺歌海盆地层序样式大致可划分为四类，即挠曲坡折型、断裂坡折型(生长断裂型)、沉积坡折型(陆架陆坡型，相当于Ⅰ类层序)和缓坡型(无坡折型，相当于Ⅰ类层序)。它们的主要特征参见表3－3。

表3－3 莺歌海盆地四种层序样式的沉积体系及其分布样式

图3－16 莺歌海盆地坡折类型及低位体沉积类型

1.挠曲坡折型层序

莺歌海盆地自陵水末期进入热沉降作用阶段，盆地内以热沉降作用为主，盆地中央和盆地边缘沉降速率的差异导致了挠曲坡折带的形成。一般而言，挠曲坡折带位于一号断裂下降盘，在低位体系域沉积时期，海平面位于坡折带之下，因而在坡折带之上为暴露和下切谷发育区，而在坡折带之下，发育斜坡扇和盆底扇。如S40～S60之间三级层序。

尽管在莺东斜坡带南段S40～S60层序的沉积边界受一号断裂的控制，但低位体系域沉积时期，一号断裂带仍为暴露区，不能构成低位域沉积区的坡折带，它仅控制了海侵和高位体系域的分布范围和沉积相展布。

2.断裂坡折型层序

莺歌海盆地随着热沉降作用的继续，热沉降作用的范围进一步扩大，相应的低位体系域沉积范围也进一步向陆推进。在三亚和梅山期，盆地边缘一号断裂和莺东断裂带构成了高位体系域的边界，而随着热沉降的继续，沉积范围进一步扩大，此时，盆地边缘一号断裂和莺东断裂带构成了低位体系域沉积时的构造坡折带，这时下切谷仅发育一号断裂上升盘，毗邻于断裂附近则形成低位楔状体或斜坡扇(图3－16)，如莺东斜坡带中段S30～S31层序。

3.沉积坡折型层序

相当于Van Wagoner等(1988)的Ⅰ类层序。莺歌海盆地自上新世早期进入典型陆架陆坡发育阶段，总体上看，该层序具有以下特点:

(1)层序界面剥蚀不明显，多表现为比较连续的、振幅较强的平行－亚平行和前积反射结构;

(2)高位体系域大多可区分出3～4期陆坡进积体，即四级层序单元(见图3－8)。在莺东断裂附近还可见滑脱断层，是在快速沉积过程由于重力作用所致;

(3)这类层序盆底扇较发育，但规模较小。在盆地中部S28和S29层序界面上由于流体压裂而出现弱振幅的波状反射或杂乱反射，因而盆底扇识别较困难。

4.缓坡型层序

这类层序不发育明显的坡折带，相当于Van Wagoner等(1988)的Ⅰ类无坡折型层序。随着盆地进一步充填，莺歌海盆地逐渐形成以大陆架为主体的海域。即自S20层序之后形成这类层序，一般不发育低位体系域，仅发育海侵和高位体系域，其沉积物构成为陆架泥及滨海三角洲和碎屑滨岸沉积。

由于莺歌海－琼东南盆地区中中新世以来盆地快速沉积和沉降，沉积了巨厚的海相地层，造成了孔隙流体排出不畅，形成欠压实，而且由于盆地区较高的地温梯度加速了有机质的热演化，生储盖空间配置是油气藏的重要条件，而生储盖组合受控于盆地演化及沉积体系空间配置关系，陈希仁等(1999)将莺歌海盆地自下而上划分为五套生储盖组合(图6－6)。

图6－6 莺歌海盆地生储盖组合类型

第一组合:属上生下储类型。前古近纪基底潜山风化壳为储层，早渐新世－中新世崖城组－陵水组浅海或滨海相泥岩为盖层，高部位也可以早中新世三亚组甚至中中新世梅山组泥岩或致密含钙砂岩为盖层。本区尚未钻遇，推测在乐东11－1构造及岭头潜山区有此类生储盖组合。

第二组合:属下生上储或自生自储类型。早渐新组－早中新世崖城组－陵水组及其相邻层段的三角洲、滨海砂岩为储层，其间的滨海－浅海相泥岩为盖层，剥蚀较多时也可以早中新世三亚组甚至中中新世梅山组泥岩或致密含钙砂岩为盖层。

第三组合:属下生上储类型。早中新世三亚组及其相邻层段的盆底扇浊积砂、斜坡扇近源三角洲、扇三角洲砂岩为储层，三亚组中上部及中中新世梅山组的浅海－半深海相泥岩为区域性盖层。推测在一号断层下降盘挠曲坡折带可能有此组合。

第四组合:属下生上储类型。中中新世黄流组及其相邻层段的滨海、三角洲、浊积砂为储层，晚新世莺歌海组二段的浅海－半滨海相泥岩为盖层。该组合在盆地内分布较广，在莺东斜坡带，以LT1－1－1井岩性气藏为代表;在中央泥底辟带，该储盖组合与大型底辟构造(如东方1－1、乐东8－1构造等)配合起来，以大规模盆底扇为储层具有形成大中型气田的地质条件，是目前莺歌海盆地中深层勘探的主要目标。

第五组合:属下生上储类型。晚新世莺歌海组及第四系的低位扇、侵蚀谷、水道浊积砂及高位风暴砂、浅海席状砂等为储层，其上覆的高位浅海、半深海相的泥岩为盖层，该组合在盆地的分布最广，在莺东斜坡上以岭头13－1、岭头8－1等为代表;在中央底辟带以东方1－1、乐东22－1、乐东15－1等浅层气田为代表。

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