梁定勇 伊海生 邱余波 蔡占虎

(1．成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院 成都 610059;2．海南省地質(zhì)調(diào)查院 ?？?570226)

0 引言

Fischer圖解法是通過高頻旋回累加厚度偏差的曲線來識別沉積旋回組合型式，進而研究旋回形成機制的一種圖解方法。它目前在碳酸鹽潮坪環(huán)境中是研究沉積旋回在空間上的疊置規(guī)律和相對海平面變化的重要手段，同時對于旋回級次的劃分以及其旋回地層對比也能起到很好的借鑒作用(Osleger et al．，1991;Sadler et al．，1993;梅 冥 相，1995)。

為了考察高頻旋回的疊加樣式與沉積物堆積速率之間的關(guān)系，根據(jù)伊海生［1］的方法，將各個旋回地層單元厚度減去所有旋回地層單元厚度的平均值，這個差值就是該旋回地層單元的凈加積量。以該旋回地層單元所有旋回地層單元凈加積量的累積值作為縱坐標(biāo)，以地層厚度為橫坐標(biāo)作出Fischer圖表，該曲線形象表明了沉積物形成時的實際可容納空間變化過程(圖1)。從圖中可以看出，用Excel軟件模擬出來的Fischer圖解曲線類似于正弦函數(shù)曲線，該曲線沿橫坐標(biāo)軸作上下波動。零刻度線以上代表可容納空間增加，零刻度線以下則表示可容納空間減小。旋回厚度累積偏差曲線與零刻度線的交點指示沉積層序界面的位置，測井曲線通過旋回累計偏差計算不僅可以劃分沉積旋回，還為沉積層序界面的識別提供新的依據(jù)。

圖1 Fischer圖解基本原理(據(jù)伊海生，2012)Fig．1 Principles of Fischer plot(after YI Haisheng，2012)

但是，由于傳統(tǒng)的Fischer圖解旋回分析技術(shù)只局限于連續(xù)的野外露頭剖面，在沒有露頭或露頭面積較小的沉積地質(zhì)環(huán)境中應(yīng)用受限，對一般油氣田勘探區(qū)無巖芯或巖芯采收率低的探井，其應(yīng)用也受到極大的限制。伊海生(2012)提出對自然伽馬測井曲線采用極值點法計算，可以定量地求取任一地層段中高頻沉積旋回的個數(shù)和厚度，從而將Fischer圖解方法擴展到地下深部層序地層研究領(lǐng)域。本文通過此方法，引用松遼盆地SN109井自然伽馬測井資料，對松遼盆地東嶺地區(qū)泉頭組湖相碎屑巖中的高頻沉積旋回進行了精確劃分，最后利用Fischer圖解初步探討該地區(qū)泉頭組高頻沉積旋回的疊加型式。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

東嶺地區(qū)在斷陷的形成與演化規(guī)律與長嶺斷陷其他地區(qū)具有相似性，經(jīng)歷了同裂陷、裂后熱沉降和大規(guī)模構(gòu)造反轉(zhuǎn)3個發(fā)展演化階段，形成了同裂陷層序和坳陷層序兩套沉積層序［2］。通過鉆井、測井、地震等大量研究資料以及前人充分的野外工作表明，東嶺地區(qū)地層自下而上依次主要發(fā)育有火石嶺組，沙河子組，營城組，登婁庫組和泉頭組［3］。其中泉頭組各段巖性、巖相變化較大，一般在凹陷區(qū)厚度較大，在隆起區(qū)和盆緣地區(qū)厚度減薄。SN109井所在的東嶺地區(qū)內(nèi)泉頭組發(fā)育較完整，厚度整體在800 m之間，主要為濱湖相、淺湖相和河流相的棕紅色、褐色泥巖為主，以黑灰色、紫色砂巖與灰色泥質(zhì)粉砂巖組成的交互式沉積為特點。區(qū)內(nèi)泉頭組可以劃分出泉一段至泉四段:泉一段主要為灰、灰白色粉—細砂巖夾棕紅色泥巖，局部砂礫巖，底部有棕色泥巖。厚度156 m，底深2 015 m;泉二段為上部為棕紅色泥巖與灰黑色細砂巖互層，中部為棕紅色泥巖夾棕褐色、深灰色砂巖，下部為砂泥巖互層。厚度203 m，底深1 859 m;泉三段上部為砂泥巖段，中部為砂巖段，下部主要為泥巖段。厚度269 m，底深1 656 m;泉四段為棕紅色泥巖與灰色粉細砂巖不等厚互層。厚度93 m，底深1 387 m，頂深1 294 m。

2 高頻沉積旋回的識別與計算

Fischer圖解主要依據(jù)高頻沉積旋回的平均旋回厚度累計偏差進行繪制，高頻沉積旋回是指包括Ⅳ，Ⅴ，Ⅵ級旋回在內(nèi)的一系列與米蘭科維奇天文周期有關(guān)的海平面振蕩變化［4］。Fischer圖解不僅適用于碳酸鹽巖，同樣適用于碎屑巖。Mitchum與Van Wagoner(1991)在Goodwin 和Anderson［5］的“間斷—加積作用旋回”(PAC)地層堆積作用理論假設(shè)的基礎(chǔ)之上，提出了碎屑巖高頻層序的概念。Van Wagoner(1990)對美國西部中生代地層和墨西哥灣盆地第三紀(jì)地層作了充分的研究，認為碎屑巖中同樣存在著那種原先認為僅存在于碳酸鹽巖中特征明顯的不同級次的沉積旋回。硅質(zhì)碎屑沉積巖中的沉積旋回可以分為四個級別(從二級到五級)，在傳統(tǒng)的測井資料、地震、巖芯與野外露頭相結(jié)合的條件下，較高頻率的四級(0．1～0．2 Myr)和五級(0．01～0．02 Myr)旋回可以在碎屑巖中被識別出來，對應(yīng)的地層單元可以命名為高頻層序或準(zhǔn)層序，打破了傳統(tǒng)地震層序百萬年的研究精度［6］。其中五級旋回所對應(yīng)的準(zhǔn)層序，在野外露頭上相當(dāng)于Anderson和Goodwin(1990)建議的基本地層分析單元—米級旋回。Anderson［5］和梅冥相所［7］稱它們?yōu)椤懊准壭亍?Mitchum et al.［8］將這類旋回稱之為“高頻層序”;它類似于 Vail［9］所定義的“準(zhǔn)層序”和王鴻禎等［10］所稱的“小層序”。

“高頻旋回”時間跨度周期為 0．01～0．5 Ma。在許多介質(zhì)中都可以發(fā)現(xiàn)這種高頻旋回，比如沉積地層、測井曲線、生物體(特別是樹木，珊瑚，軟體動物)、冰核和溶洞方解石［11］。由于自然伽馬測井具有等間距測量的特點，而且縱向分辨率高、數(shù)據(jù)序列連續(xù)，可以作為我們檢測米級高頻旋回、識別相對?；蚝矫孀兓厔莸馁Y料來源［11～13］。并且能夠連續(xù)、敏感地追蹤到所測地層的特征，以便于對沉積物的巖性、巖相、結(jié)構(gòu)及構(gòu)造等周期性變化有一個整體認識，為下階段分析地層中、高頻沉積旋回提供可靠的資料。自然伽馬曲線對古氣候變化有良好的記錄，是反映內(nèi)陸干旱盆地氣候與環(huán)境變化良好的指示性指標(biāo)［14］。得益于自然伽馬測井?dāng)?shù)據(jù)對地層中巖性變化響應(yīng)積極，伊海生(2012)提出，可以采用一種新的計算方法，即極值點法，計算任意連續(xù)地層段沉積旋回的厚度和個數(shù)。通過Excel軟件提供的數(shù)學(xué)函數(shù)程序，結(jié)合SN109井泉頭組自然伽馬測井曲線數(shù)據(jù)資料，利用極值點法計算旋回厚度并進行旋回個數(shù)統(tǒng)計的步驟如下:

(1)通過一階差分法，按深度由小到大依次求取自然伽馬數(shù)據(jù)的差值。

(2)采用Excel提供的IF函數(shù)，提取伽馬測井?dāng)?shù)據(jù)的極值。峰值點間距與谷值點間距相等，但有一個相位差，二個峰值點或谷值點間距即為旋回厚度。

(3)求取旋回厚度的平均值與標(biāo)準(zhǔn)差，應(yīng)用剔除異常值法，剔除掉偏離的異常值，使數(shù)據(jù)中心化。

(4)通過“Past”軟件，選取“Regular interpolation”以及“Remove trend”選項，即采用線性內(nèi)插法和線性趨勢法對數(shù)據(jù)進行校正，求取等間距數(shù)據(jù)序列。

(5)通過使數(shù)據(jù)歸一化，可以削弱預(yù)處理過程中采用不同種參數(shù)帶來的影響，盡量使計算結(jié)果的誤差減到最小。實際計算過程中采用極值法處理，計算后的測井?dāng)?shù)據(jù)為正負值。

圖2 東嶺地區(qū)SN109井應(yīng)用自然伽馬測井?dāng)?shù)據(jù)計算厚度及旋回數(shù)的處理流程Fig．2 Procedure of thickness calculation and cycle number counting from natural gamma ray logging data of Well SN109 in Dongling area of Songliao Basin

(6)最后通過Excel軟件提供的邏輯判別函數(shù)，提取極值法處理過后的伽馬測井?dāng)?shù)據(jù)序列正負偏差值，計算出沉積旋回厚度并統(tǒng)計旋回個數(shù)。

東嶺SN109井泉頭組地層位于井深1 294～2 015 m，厚 721 m，自然伽馬變化范圍在 30～339 API，采集數(shù)據(jù)點 5 766 個，測量間距 0．125 m，高頻旋回厚度變化在0．25～2．75 m之間，平均旋回厚度為0．62 m。計算結(jié)果顯示出東嶺SN109井營城組共劃分出1 166個高頻沉積旋回，其中揭示的泉一段294個;泉二段391個;泉三段412個;泉四段69個(圖2)。

3 旋回疊加樣式分析

將東嶺SN109井的GR測井?dāng)?shù)據(jù)按上文的方法經(jīng)旋回計算，再計算出旋回累計厚度偏差，最后做出泉頭組地層的Fischer圖解(圖3)。為了研究高頻旋回的疊加樣式和規(guī)律，將泉頭組中的泉一段到泉三段中部的Fischer圖解做了放大處理。Fischer圖解的形狀直接受到高頻旋回的厚度變化的影響，特別是在不同沉積環(huán)境的陸相湖盆中，如湖盆中心和湖盆邊緣在沉積物供應(yīng)量上存在著巨大的體積分配差異。由于湖盆的收縮，造成邊緣相向湖盆中心遷移，可能使高頻旋回厚度變大，F(xiàn)ischer圖解幅度加大。當(dāng)沉積環(huán)境基本相同時，高頻旋回的厚度才能反映可容納空間的相對大小變化。通過沉積相分析，認為在一個組內(nèi)部，沉積環(huán)境的變化不大［15］。在此基礎(chǔ)上，推算高頻沉積旋回的個數(shù)和疊加型式，由圖可知:

圖3 東嶺地區(qū)泉頭組層序地層劃分及界面Fig．3 Division of sequence stratigraphy and sequence surfaces of the Quantou Formation in Dongling area

(1)從圖中的超低頻旋回變化曲線可以看出，泉頭組經(jīng)歷了1次長周期的可容納空間上升過程以及1次長周期的可容納空間下降過程。層序界面(即旋回厚度最小值)出現(xiàn)在旋回數(shù)為490～495位置，對應(yīng)井深為1 586～1 589 m，對應(yīng)地層為泉三段中部，相應(yīng)的巖性為灰白色細沙巖、褐色泥巖。另外，SN109井的Fischer圖解呈現(xiàn)出的不對稱性，即可容納空間的上升是快速的，而下降是緩慢的，這一特點與突發(fā)湖平面變化特點相吻合［15］。

(2)SN109井泉頭組共劃分出1 166個高頻旋回，225個五級旋回和48個四級旋回。圖3中的放大部分的地層歷經(jīng)的時限大約為6 Ma，屬于三級旋回(1．6～5．25 Ma)。通過對高頻旋回的疊加型式經(jīng)行分析，在SN109井泉頭組的三級層序下可以大致識別出26個四級旋回，通常4～6個高頻旋回構(gòu)成一個五級旋回，4～5個五級旋回構(gòu)成一個四級旋回。每一個五級旋回經(jīng)歷一個可容納空間由小到大再減小的過程，四級旋回及其四級旋回的疊加也具有相似的過程(圖4)。高頻旋回的平均厚度為0．62 m，五級旋回的厚度在2．48～3．12 m之間，四級旋回的厚度在11．2～15．1 m之間。早期泉頭組年齡值主要有100～119 Ma 和 120～98 Ma［16］，泉頭組的地層厚度為 721 m，因此可以估算出平均沉積速度為3．6 cm/ka，從而算得高頻旋回的平均周期為17．2 ka，五級旋回的周期在86．1～103．3 ka之間，四級旋回的周期在 305～416 ka之間。根據(jù)Berger［17］計算的地質(zhì)歷史時期米蘭科維奇旋回周期的變化，求得白堊紀(jì)時期的歲差周期為19～24 ka，軸斜率周期為85～140 ka，偏心率周期為恒定的350～400 ka?？梢钥闯鰞烧叽嬖趯?yīng)關(guān)系，說明SN109井泉頭組的高頻旋回受米蘭科維奇旋回控制。

4 討論

4．1 調(diào)頻波與調(diào)幅波的對比

在砂泥巖旋回中，假設(shè)砂泥巖的粒度不變，沉積厚度越來越大，那么在自然伽馬測井曲線上變現(xiàn)出來的是一條頻率不變，幅度越來越大的曲線，那么我們稱這種波形為調(diào)幅波。而自然伽馬曲線的波峰波谷對應(yīng)的正好是是泥巖和砂巖，利用這一特性，假設(shè)沉積厚度不變，砂泥巖的粒度在砂泥巖旋回中越來越大，那么在自然伽馬曲線上變現(xiàn)出來的是一條幅度不變，頻率越來越大的曲線，我們稱這種波形為調(diào)頻波。在砂泥巖沉積的進程中，砂泥巖旋回向上變厚不一定對應(yīng)著砂泥巖的粒度向上變粗，相反有可能向上變細。通過自然伽馬曲線，利用深度和伽馬值分別繪制出調(diào)幅波和調(diào)頻波，不僅能更好的對比砂泥巖旋回向上變厚變薄和向上變粗變細的關(guān)系，還能更好的識別旋回地層疊加樣式。下面，僅截取一小段數(shù)據(jù)繪制出調(diào)頻圖和調(diào)幅圖，以更好地討論沉積旋回的關(guān)系(圖5)。

圖4 東嶺地區(qū)泉頭組高頻旋回的疊加型式Fig．4 High-frequency sedimentary cycle superposition type in Quantou Formation in Dongling area1．泥巖;2．粉砂巖;3．泥質(zhì)粉砂巖;4．細砂巖;5．中砂巖

圖5 不同的旋回組合對比圖Fig．5 The comparison of different cycles combination

從圖中可以看出:砂泥巖旋回有4種組合樣式，對應(yīng)圖中的1～4種類型。其中第一種為旋回厚度向上變厚，但砂泥巖的粒度卻隨著厚度的增大而減小;第二種為旋回厚度向上變薄，砂泥巖的粒度也逐漸減小;第三種為旋回厚度向上變薄，砂泥巖的粒度卻隨著旋回厚度的減薄而加大;第四種為旋回厚度向上變厚，砂泥巖的粒度也向上變粗。通過兩種旋回曲線的對比，更能直觀的對比當(dāng)時沉積期水動力條件和沉積速率之間的關(guān)系。

4．2 應(yīng)用與局限性

(1)高頻旋回厚度累積偏差曲線并不一定能直接標(biāo)定低頻海平面變化幅度，但在地層序列中旋回厚度累積偏差曲線與零刻度線的交點指示沉積層序界面的位置，這就為應(yīng)用測井曲線劃分沉積旋回，進而判別三級沉積層序界面提供了理論依據(jù)［1］。但值得注意的是:以巖性為標(biāo)志所鑒定的沉積旋回不同于以測井?dāng)?shù)據(jù)為基準(zhǔn)刻度的沉積旋回，根據(jù)測井曲線求得的沉積旋回并不見得是同一的巖相類型，可能在一個沉積旋回中包含2個或2個以上的巖相類型亦或者在同一個巖相中可能劃分出多個沉積旋回。由此可見，本文中介紹的方法可以用在四級層序界面及更大的層序界面的劃分。但對于次一級的層序劃分，本文中的方法還不夠成熟［18～20］。不過，在野外露頭剖面研究欠缺的地區(qū)，在巖芯采收率不理想或無巖芯的探井中，可以用此方法對沉積層序進行初步對比研究;在開展沉積相研究、生物地層研究、地震地層方法研究的同時，也可以利用此方法對該地區(qū)高頻沉積旋回進行初步探討。

(2)除了自然伽馬曲線外，其他測井曲線，例如自然電位、聲波等都能應(yīng)用本文中的方法。利用不同測井曲線繪制旋回累積厚度偏差曲線進行對比研究，從而進行層序界面劃分。另外根據(jù)單井高頻旋回數(shù)據(jù)繪制的圖解在劃分沉積層序和識別高頻旋回的疊加型式時，筆者跟據(jù)Fischer圖解劃分出的層序界面和前人通過巖芯鉆井資料劃分出來的層序界面的誤差不超過10 m。當(dāng)然筆者在拐點選取和層序界面的劃分處具有一定的主觀性。筆者認為，如果能對相鄰區(qū)域多口鉆井?dāng)?shù)據(jù)進行處理，最后作出Fischer圖解進行對比分析則會大大降低這種主觀因素的影響，為研究區(qū)域地層、高頻沉積旋回堆疊樣式及層序地層格架提供一種新的思路［21］。

5 結(jié)論

(1)利用極值法，借助東嶺SN109井提供的自然伽馬曲線資料，可以在東嶺地區(qū)泉頭組地層中共識別出高頻沉積旋回1 166個，旋回厚度變化于0．25～2．75 m之間，旋回平均厚度為0．62 m。三級層序界面出現(xiàn)在旋回數(shù)為490～495位置，對應(yīng)井深為1 586～1 589 m，對應(yīng)地層為泉三段中部，相應(yīng)的巖性為灰白色細沙巖、褐色泥巖。

(2)借助Fischer圖解對泉頭組的高頻旋回的疊加型式進行分析，可以從圖中放大部分可以大致識別出26個四級旋回，通常5～6個高頻旋回構(gòu)成一個五級旋回，4～5個五級旋回構(gòu)成一個四級旋回。每一個五級旋回經(jīng)歷一個可容納空間由小到大再減小的過程，四級旋回及其四級旋回的疊加也具有相似的過程。

(3)高頻旋回的周期為17．2 ka，五級旋回周期在 86．1～103．3 ka 之間，四級旋回周期在 305～416 ka之間，其形成受米蘭科維奇旋回機制的控制。

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