东海陆架盆地西湖凹陷渐新统花港组年代标尺及层序界面定量识别.docx

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1、东海陆架盆地西湖凹陷渐新统花港组年代标尺及层序界面定量识别传统层序地层学研究主要是依据岩心、露头和生物化石，结合地 震资料及测井资料进行不同级别的层序地层划分1。在缺乏详细岩 心及生物化石或地球化学资料的情况下，肉眼识别测井曲线旋回尚存 在一些多解性。通过井-震结合，充分运用数学手段对测井曲线进行 分析，突显其旋回性和界面信息，可提高层序地层划分和识别的准确 度及可信度2。傅里叶变换、沃尔什变换、小波变换、Hilbert- Huang 变换和最大病谱分析技术等数学信号处理技术在层序地层划分、储层 流体识别及储层岩性表征等方面进行了推广应用引发了广泛的关注 2-7。傅里叶变换和沃尔什变换具有恒定

2、窗口的平稳频率的特质； 小波变换从不同尺度分析稳定和非稳定连续信号；Hilbert- Huang 变换是一种基于经验的数学分析方法，用于处理非线性和非稳定信号; 最大病谱分析是通过积分处理突出信号变化趋势：7-9o这些数学分 析方法成功地运用在四川盆地和塔里木盆地等层序研究中，显著地提 高了层序地层划分的准确性。西湖凹陷是东海陆架盆地最大的含油气性凹陷，约占东海陆架盆地油 气资源的60 % 10,具有巨大的勘探潜力，探明资源量为3 000 X 108-5 000 X 108m3 :10-11,是近海天然气勘探重点区域之一12T3。花港组是西湖凹陷当前勘探开发的重点层位，近年来不断组划分为1套（

3、准）二级层序、5套三级层序和12套四级层序。2）利用最大熠谱分析对GR曲线进行数学分析识别了花港组沉积时 期5次明显的湖平面升降旋回，与5套三级层序有良好的耦合关系； 花港组内部的三级层序和四级层序（准层序组）叠置样式主要受湖平 面升降周期及对称性调配，并且西湖凹陷花港组记录了稳定的405 kyr长偏心率周期和100 kyr短偏心率周期，且三级层序持续时间介 于1. 01-3. 04 Myr,四级层序持续时长集中在0. 41. 0 Myro3）频谱对单井体系域和地层叠加样式的识别效果较好，DB小波中 d5, d6和d7细节信号曲线组合对层序界面响应明显，INPEFA曲线跟 更能表达出曲线的变化

4、趋势；两种方法在层序划分中可相互验证，提 高层序界面和旋回信息识别准确度。发现新的油气层11, 14,其储量呈逐年快速增长的趋势。孙思敏 等15通过岩心观察、测井与录井资料，将花港组划分为2个中期 旋回；魏恒飞等16基于地震、钻测井及岩心资料综合分析的基础 上，将花港组划分为2个长期基准面旋回和7个中期基准面旋回；张 建培等17依据钻井地质、地球物理和分析化验等资料将花港组分 为2套三级层序；高雁飞等18以层序地层学为指导依托测井数据 和地震资料将花港组划分为3套三级层序；于兴河等19依据测井、 岩心以及地震反射特征等资料将花港组划分为5套三级层序及12套 四级层序；周瑞琦等20依托钻录井和地

5、震等资料将花港组划分为 3套三级层序。综上所述，花港组内部层序划分方案仍未统一，且层 序叠置样式及时间尺度仍不清楚，严重制约有利相带预测、砂体等时 比照及油气勘探进程。本文以西湖凹陷中南部花港组为研究对象，基于层序地层学基本理论 和方法，运用小波变换和最大病谱分析技术，从测井曲线上获取反映 沉积环境变迁的关键层序界面信息；结合地震、岩心等资料，逐级完 成花港组层序界面定量识别并建立其“浮动天文标尺”，以期为花港 组后续油气勘探提供地质理论基础。3.3四级层序在三级层序格架内，利用次一级地层叠置旋回信息可进一步识别四级 层序（准层序组）。其中，利用INPEFA曲线负拐点及变化趋势，可很好地识别三

6、级旋回内部的四级层序界面。小波变换通过测井曲线的伸缩、平移把信号分解为不同尺度的成分, 进而将测井曲线分解为不同周期的旋回28。近似信号曲线（图 2al-al2）是通过过滤测井曲线的细节特征而保存其变化趋势，最高 值处一般对应洪泛面，最低值处对应层序界面29。细节信号曲线 （图2dl-dl2）那么是屏蔽测井曲线的趋势信号，放大测井曲线的细 节信息，异常震荡处对应层序界面。在单一层系内沉积岩岩性和物性 变化具有方向性和连续性41,对应的频谱是通过能量团尺度的大 小和颜色的强弱变换趋势显示测井曲线中包含的旋回信息以及反映 地层的叠加样式。为了便于运用频谱进行体系域和地层叠加样式的研 究，首先要构建

7、体系域和地层叠加样式的频谱地质模型。湖侵体系域在频谱上表现为自下而上由大尺度能量团向小尺度能量 团变化且能量团凹面向上，其能量团的颜色逐渐由暖色调变为冷色调 （图7a）；湖退体系域在频谱上表现为自下而上由小尺度能量团向大 尺度能量团变化且能量团凹面向下，其能量团的颜色逐渐由冷色调变 为暖色调（图7b）。图7图7西湖凹陷花港组湖侵体系域和湖退体系域频谱模型a.基准面变化；b.湖侵体系域；c.湖退体系域Fig. 7Spectral models of lacustrine transgressive and regressive systems tracts in the Huagang Form

8、ation, Xihu Sag在体系域划分的基础上，在其格架内开展准层序组研究，准层序组对 应四级层序。退积准层序组在频谱上表现为自下而上由大尺度能量团 向小尺度能量团变化，能量团的颜色逐渐由暖色调变为冷色调（图 8a）；进积准层序组在频谱上表现为之下而上由小尺度能量团向大尺 度能量团变化，能量团的颜色逐渐由冷色调变为暖色调（图8b）；加 积准层序组在频谱上表现为自下而上能量团尺度大小变化极小，能量 团颜色基本没有变化（图8c）。图8图8西湖凹陷花港组准层序组频谱模型a.退积准层序组；b.进积准层序组；c.加积准层序组Fig. 8Spectral models of parasequence

9、sets in the Huagang Formation, Xihu Sag以SQ2为例，其岩性垂向序列向上砂岩含量先减少再增多，内部可识 别明显的正旋回和负旋回转换界面，即对应INPEFA曲线的负拐点， 因此SQ2可分为两套四级层序（H10和H9）。频谱（a = 512）图像分 析显示，自下而上SQ2能量团尺度呈现出由大逐渐变小再变大的趋势, 利用所建立的频率模型可分别解释为退积准层序组（H10）和进积准 层序组（H9）o在小波变换曲线上，H9与H10界面（mfs2）处细节信 号曲线d6显示高幅度振幅（-18-19）过渡为低幅度振幅（46）（图 4）；近似信号曲线a7峰值指示洪泛面。通过以

10、上分析，认为频谱成 像、小波变换与INPEFA曲线的变化趋势在识别四级层序方面具有良 好的一致性。如图4所示，在a=512的频谱中存在5个明显的旋回（图4）,并 与INPEFA曲线的变化趋势吻合。异常震荡处多为砂岩相变泥岩相或 泥质含量快速变化或存在河道冲刷面等地层突变，反映了沉积环境的 变化；频谱通过能量团变化的趋势反映沉积环境变化的过程。类似地， 在SQ1, SQ2和SQ4中各识别了两个四级旋回及3个洪泛面（分别是 mfsl, mfs2, mfs4）,在SQ3和SQ5中各识别了 3个四级旋回以及两 个洪泛面（分别是mfs3, mfs5）o据此把研究区花港组进一步划分为 12套四级层序（准层

11、序组），自上而下分别命名为HlH12 （图4）o 此外，研究区Al, A2, B1及B2井的层序划分结果与B3井的划分结 果也基本一致（图5）04天文旋回地层特征4. 1多窗口频谱特征本次将B3井的GR数据序列分为花上段和花下段，分别进行多窗口频 谱分析，选取顶底界面为时间锚点做多窗口频谱分析，其频率的倒数 即为旋回厚度。通过多窗口频谱分析，花港组下段GR数据序列识别 7 63.93, 15. 11, 13. 51, 13. 20, 4. 75, 4.84, 4. 90, 4. 93 和 5. 41 m旋回厚度，选定63. 93 m旋回厚度为405 kyr长偏心率周期，那么15. 11, 13

12、. 51和13. 20 m分别代表96, 86和84 kyr短偏心率周期;4. 84, 4. 93和5. 41 m旋回厚度分别代表31,32和35 kyr斜率周期（图9a）。图9图9西湖凹陷B3井花港组MTM频谱分析a.花上段；b.花下段Fig. 9MTM spectrum analyses of the Huagang Formation in Well B3, Xihu Sag花港组上段GR数据序列共识别了 85. 84,20. 04,19. 24,17. 81,8. 56, 6.94, 6. 87和6. 76 m旋回厚度。选定85. 84 m旋回厚度为405 kyr 长偏心率周期，那么2

13、0, 04, 19. 24和17. 81m分别代表95, 90和84 kyr 短偏心率周期；8. 56, 6.94, 6. 87和6.76 m旋回厚度分别代表40, 33, 32和30 kyr斜率周期（图9b）。4.2花港组“浮动天文时间标尺”基于GR频谱分析，识别了长偏心率、短偏心率、斜率周期及其旋回 厚度。在此基础上，通过演化谱分析及滤波处理，识别出405 kyr长 偏心率周期，再以405 kyr长偏心率周期调谐短偏心率及斜率周期。 花港组下段GR数据序列通过滤波处理输出了 10个405 kyr长偏心率 周期(图 10a),其高斯滤波频率(0.020 455 0. 001 504) cyc

14、le/m, 31个94 kyr短偏心率周期，其高斯滤波频率为(0. 073 999 0. 001 805) cycle/m,演化谱滑动窗口为132. 95 m。花港组上段GR数据序 列通过滤波处理输出了 11个405 kyr长偏心率周期(图10b),其高 斯滤波频率为(0. 014 937 0. 032 87) cycle/m, 35 个 100 kyr 短偏心率周期，其高斯滤波频率为(0.049 888 0. 006 572) cycle/m, 演化谱滑动窗口为133.875 mo图10图10西湖凹陷B3井花港组时间域旋回地层a.花上段；b.花下段Fig. lOTime domain cyc

15、lostratigraphic analysis of the HuagangFormation in Well B3, Xihu Sag频谱分析和演化谱分析说明，西湖凹陷花港组B3井沉积地层记录了 长期稳定的405 kyr长偏心率周期和相对稳定的100 kyr短偏心率周 期。以稳定的405 kyr长偏心率周期建立西湖凹陷B3井花港组上段 和花港组下段“浮动天文标尺”，花港组三级层序持续时间跨度介于 13Myr。其中，SQ1沉积时间为1. 2 Myr, H12持续时间约为0. 405 Myr, HU持续时间约0.81 Myr0 SQ2沉积时间跨度约2. 0 Myr, H10 和H9发育持续时间

16、均为1.0 Myr左右；SQ3时间跨度为2. 8 Myr,其 中H8和H7共持续时长为2. 0 Myr, H6持续时长约0. 8 Myr0 SQ4沉 积时间为1. 62 Myr, H5和H4持续时长分别为0.4 Myr和1. 2 Myr； SQ5层序持续时间跨度长达2. 43 Myr,其中以H2和Hl占据主导地 位(约 1. 62 Myr)o5花港组多级次层序界面驱动机制一级层序、二级层序及三级层序以不同规模不整合面或沉积间断面为 界面，四级层序与体系域层序单元那么以洪泛面为界面42-43。一级 层序代表盆地从形成到衰亡的整个沉积序列，通常以板块尺度的构造 不整合面为界面；二级层序一般包括完整

17、的区域性水进水退沉积旋回, 以区域性不整合及冲刷面为边界；始新世时期东海陆架盆地由拉张应 力场转变为挤压应力场22,东部钓鱼岛褶皱带垂直隆起44-451o 花港组顶底二级层序界面SSB1和SSB2分别对应玉泉运动(33. 9 Ma) 和花港运动(23.03 Ma)形成的不整合面，与此对应的是OiT变冷 事件和Mi-1变冷事件及其海平面大幅度下降:24, 46-47o三级层序界面以盆地或凹陷尺度的微角度不整合及与之对应整合面 为界面，界面形成主要与海（湖）平面升降、气候变化和冰川消融等 因素有关48。三级层序内部还可包含多个次一级水进水退的沉积 旋回转换界面，可作为四级层序界面42。利用数学手段

18、的测井资 料分析或元素地球化学及同位素测试方法可划分更高级次的层序单 元7, 49-50o GR曲线记录了沉积物中U, Th和K等放射性元素含 量，GR高值区泥质含量高，为湖平面上升至最高处；反之，那么是湖 平面下降到最低处。因此，基于GR数据获取的INPEFA曲线趋势变化 可间接反推湖/海平面的变化51。西湖凹陷中南部花港组基于GR 的INPEFA曲线拐点和趋势变化反应了 5次明显的水进-水退变化，代 表了 5个湖平面升降旋回（图4）,与渐新世海侵-海退旋回具有高度 的一致性52；这与本论文所建立的由体系域频谱模型所反应的地 层叠置样式亦具有良好的耦合性。综合研究说明，三级层序SQ1, SQ2 和SQ4主要发育对称半旋回层序结构，而SQ3和SQ5发育非对称型半 旋回层序结构（图4）o西湖凹陷花港组时期构造沉降缓慢且物源供 给稳定53,因此湖平面升降周期及对称性决定了三级层序内部地 层结构，并主导形成了多类型的四级层序旋回叠置样式（图4,图5）o6结论1）通过对西湖凹陷花港组GR曲线进行小波变换、最大靖谱以及地震接触关系分析，并结合体系域与地层叠加样式地质模型，可将花港