北部湾盆地

北部湾盆地（精选八篇）

北部湾盆地 篇1

应急水源地主要为突发性事件供水,如在恐怖袭击、自然灾害(如特枯年、连续干旱等)、水污染等非常规事件发生时进行供水[1]。地下水是目前北海市城市供水的主要水源,城乡地下取水井分布广泛,数量众多,市区两供水水厂———禾塘水厂和龙潭水厂均以地下水为供水水源,乡镇集中式供水工程以及农村居民家庭大多打井直接取用地下水[2]。南康盆地地表水流程短、流量小,河流水资源的利用率不高,盆地内的牛尾岭水库和盆地外引水的合浦水库是未来北海市主要的供水水源,但随着城市化进程的加快,可能出现地表水遭受突发性污染和遭遇特枯水期等极端情况。相对于地表水,地下水具有直接受短期气象因素的影响较小、含水层分布范围广、供水保证程度高、 水质优良、不易遭受污染、取水设施不易受损等诸多优势,是最为理想和可靠的应急供水水源[3,4]。地下水应急水源地的建设,尤其是应对特枯年、连续干旱和水质污染等突发事件造成的饮水紧张具有一定的现实意义和长远的战略意义[5]。

1研究区概况

1.1自然地理

南康盆地地处广西南部,其范围即北海市所辖的海城区、银海区、铁山港区,三面环海,地势总体向南部微倾斜,为垄状低丘及基岩残丘构成的构造侵蚀-剥蚀地貌,中部主要为海河混合堆积的滨海平原及局部后期改造的小河流水或海成地貌。北海市是北部湾经济区主要城市之一,濒临北部湾,面积1 067km2, 地理座标:东经109°02′~109°34′、北纬21°24′~21°42′。南康盆地属亚热带海洋性季风气候区,多年平均气温22.6 ℃,降雨主要集中在每年的5-10月份,多年平均降雨量1 751.2mm。

1.2水文地质条件

南康盆地基岩在西北部隆起,局部出露地表,基岩面向南倾斜并延伸入海,上覆0~200多米厚的松散层,厚度自盆地北部至南部逐渐增厚,基底的起伏决定松散层的厚度。松散层由多层砂砾层和黏土层组成,砂砾层为含水层,承压含水层及黏性土弱透水层均向海底延伸,并且岩性及厚度极不稳定,具分岔复合、尖灭再现的现象,黏土层有“岩性天窗”具透水性[6],使各含水层间发生较为密切的水力联系,为潜水和多层承压水的多层含水层系统。盆地基底为相对隔水层,北西部隆起的基岩区作为盆地的隔水边界,盆地地面主要接受降雨和地表水的补给,地下水由内部向三面海域方向径流并排泄入海。

南康盆地自上而下分布的湛江组、尚村组和黄牛岭组对应地划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三个承压含水层。而由于Ⅰ、Ⅱ含水层岩性特征相似,层间水力联系密切,开采井基本上是Ⅰ、Ⅱ承压含水层混合开采,故将Ⅰ+ Ⅱ 承压含水层合为一层,是南康盆地的主要供水层,以砾砂、粗砂为主,厚度一般1~80m,水量中等至丰富,是盆地内具有集中供水意义的含水层;Ⅲ 承压含水层以粉细砂为主,厚度17~125m,富水性差,无供水意义。全新统潜水含水层和中更新统北海组潜水含水层水量贫乏,供水意义不大。

2水文地质概念模型

本次模拟计算将整个南康盆地作为一个统一的水文地质系统,北部以日头岭~ 生鸡岭一线的基岩为含水层系统的边界,东、西和南三面的潜水含水层以海岸线为界,弱透水层和承压含水层的海底边界利用地下水水头波动(潮汐效应影响)中值线向海域线性外推至水头值等于海水位中值处的投影作为 “等效排泄界面”[7],该界面在海岸线往海域扩展0~1 500m, 其中,东部的石头埠基岩和西南端冠头岭基岩为含水层系统的边界,计算区潜水含水层总面积为972.70km2,弱含水层和承压含水层总面积为987.83km2。计算的目的层为潜水含水层、 黏土弱含水层、Ⅰ+Ⅱ 承压含水层和 Ⅲ 承压含水层,各层均概化为非均质各向异性。整个地下水流态概化为三维非稳定流。 基岩与松散沉积层交界线概化为隔水边界,临海边界忽略潮汐效应的影响,概化为定水头边界,系统的底部基岩为隔水边界。

3数学模型

采用Visual Modflow软件中SEAWAT模块结合南康盆地地下含水系统的水文地质条件,建立变密度地下水水流与溶质运移耦合模型,预测未来南康盆地地下水开发利用时地下水流运动与海水入侵情况。

地下水流控制方程、溶质运移控制方程与边界条件、初始条件结合得到计算区变密度地下水流与溶质运移数学模型[8,9,10,11]:

式中:SS为贮水率,m-1;kxx、kyy、kzz为含水层各向异性主方向渗透系数,m/d;H为点(x,y,z)在t时刻的水头值,m;t为时间,d;Ω 为计算区;H0为点(x,y,z)处的初始水位,m;q(x,y, z,t)为第二类边界上单位面积补给量,m/d;H(x,y,z,t)为第一类边界上的水头值;μ为饱和差(自由面上升)或给水度(自由面下降);Г1、Г2、Г1′分别为第一类边界、自由面边界、第一类浓度边界;ρ为地下水的密度,mg/L;θ为有效孔隙度;C为溶解物质的浓度,mg/L;qs为单位时间进入单位体积含水层源、汇项的体积,d-1;ρs为源、汇项中溶解物质的密度,mg/L;Ck为物质k的溶解浓度,mg/L;Cks为源或汇中物质k的浓度,mg/L;Dij为水动力弥散系数,m/d。

SEAWAT模块是通过耦合运行经过密度项修正的水流模块MODFLOW-2000和溶质运移模块MT3DMS,采用有限差分法进行求解,并采用预处理共轭梯度法迭代求解代数方程组,计算研究区地下水的流场和氯化物的浓度场变化规律。

4参数的确定

根据野外试验和前人资料,确定相关水文地质参数,主要包括降雨入渗系数0.05~0.52、运河单位长度入渗补给量2.26 m3/(d·m)、极限蒸发深度5m、初始给水度、初始渗透系数、初始储水率等,潜水含水层、弱含水层和承压含水层纵向弥散度分别取值为17.70,0.39和26.35m,水平横向弥散度与纵向弥散度之比设为是0.1,而垂直弥散度与纵向弥散度之比为0.01; 潜水含水层、弱含水层和承压含水层有效孔隙率分别为0.15, 0.21和0.18;以南康盆地Cl-浓度背景值(20mg/L)作为各含水层的初始浓度值,等效咸淡水边界Cl-浓度值为16 115mg/L。

5模型的识别与验证

将全区在平面上剖分成380×340的矩形网格单元,每个网格为150m×100m;垂向上从上往下剖分成四层,包括全新统或中更新统北海组潜水含水层、下更新统湛江组上部黏土弱含水层、湛江组和尚村组第Ⅰ+Ⅱ承压含水层和黄牛岭组第Ⅲ 承压含水层。研究区东西长约54.7km,南北长约32.2km。 每层的有效计算单元为70 152个,共计129 200个(见图2)。 以2011年3月11日至2011年9月30日作为模型识别的时段,以2011年10月1日至2011年11月10日作为模型的验证时段。观测井分别有4个潜水含水层观测井和27个承压含水层观测井用来进行水位拟合。

经识别、验证,将整个含水系统分成143个参数区。其中潜水含水层分为21个参数区,水平渗透系数为5~30m/d,垂直渗透系数为0.5~3m/d,给水度为0.11~0.24;弱含水层分为40个参数区,水平渗透系数为0.01~5m/d,垂直渗透系数为0.001~0.5m/d,储水率为1×10-9~7×10-9m-1;第Ⅰ+ Ⅱ承压含水层分48个参数区,水平渗透系数为5~58m/d,垂直渗透系数为0.5~5.8 m/d,储水率为1×10-6~9×10-4m-1;第Ⅲ承压含水层分34个参数区,水平渗透系数为1~18m/d,垂直渗透系数为0.1~1.8m/d,储水率为2×10-7~2× 10-5m-1。图3列举了第Ⅰ+Ⅱ承压含水层水文地质参数分区特征,图2列举部分含水层观测井计算水位与实测水位拟合图,吻合良好,拟合精度基本控制在水位变幅的5%以内。由此知该模型正确、可靠,可以用来进行模拟预测。

6应急开采条件的模拟预测

假设2025年10月始发生特大干旱,在地表水不能供水、 只有地下水作为可供水源时,在保证不发生海水入侵条件下, 按那时规划的生活、工业、建筑业和第三产业需水量进行应急供水,模拟预测度过枯水季节时间(2025年10月到2026年4月)的地下水流场和Cl-浓度场。

6.1应急条件

利用北海水文站1963-2010年年降雨量序列做出年降雨量皮尔逊Ⅲ型(P?Ⅲ)分布曲线,Cv= 0.21,Cv/Cs=3.28,得特枯水文年(P=95%)年降雨量为1 204.11mm,以此作为特枯水文年的预测降雨量参数。应急开采时段设为一个枯水期(2025年10月到2026年4月)。

在需水量保证率P=95%的情况下,规划2025年的生活、 工业、建筑业和第三产业的城镇需水量为154.47万m3/d,模型中分散的60.35万m3/d农业用水仍保持并以面源取水方式平分到农业区中进行模拟预测评价。

6.2集中开采井布局

现状的开采井和开采量保持不变,新增加的集中开采井设计布置于三家村水源地中南部,白龙水源地中部和北部南康镇、福成镇,以及石头埠水源地中北部,见图4,拟定集中开采区集中开采量见表1。

6.3预测结果

经计算,拟定的主要集中开采区中心地下水水头降速较快,降幅较大,2025年10月始,到2026年4月底,位于白龙集中开采区形成的水位降深为最大,达15 m。应急开采结束后恢复正常开采,从2026年5月雨季开始后,地下水位迅速回升。由图5可以看出,到2026年4月底各集中开采中心形成的降落漏斗,面积和降深都较大,但拟定集中开采区离海岸线较远,并没有扩展到海域边界;从Cl-浓度场可以看出,拟定集中开采区不会受到海水入侵的威胁。

7结语

(1)本文建立的地下水变密度地下水流运动和溶质运移的耦合模型,将研究区概化为一个统一的水文地质系统,成功刻画了南康盆地地下水系统的结构和功能,通过创建数值模型, 进行模型的识别、校正与预测,计算结果切合实际,说明此法在滨海水源地应急潜力评价中效果较好。

(2)假设特大干旱,在保证不发生海水入侵条件下,南康盆地需水全部采用地下水作为一个枯水期城镇应急集中供水的潜力为154.47万m3/d。

参考文献

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[3]刘思秀,黎伟,朱晓曦.杭州市龙坞地下水应急水源地开发利用潜力评价[J].水资源保护,2013,29(5):28-31.

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[5]叶勇,谢新民,柴福鑫,等.城市地下水应急供水水源地研究.水电能源科学,2010,28(1):47-49.

[6]张华,周训,沈晔,等.广西北海市地下水系统水化学特征的分析[J].现代地质,2007,21(4):613-618.

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[9]Guo W,Langevin C D.User's guide to SEAWAT:A computer program for the simulation of three-dimensional variable density groundwater flow[M]∥U.S Geological Survey Techniques of Water Resources Investigations Book 6,Chapter A7,2002.

[10]侯聪,张治晖,赵华.基于Visual Modflow模型的黄河滩地地下淡水资源评价[J].中国农村水利水电,2014,(1):123-127.

北部湾盆地 篇2

松辽盆地北部深层已发现的二氧化碳(CO2)工业气藏主要处于徐家围子断陷带深层,火山岩储集层的岩石化学数据表明,徐家围子的火山岩以钙碱性为主,为幔源岩浆分异作用的产物.徐家围子断陷带昌德东气藏天然气中的`CO2 含量高(89.73%～90.38%),CO2的碳同位素值为-6.61‰～-4.06‰,落在无机成因区,3He/4He值为3.9×10-6和4.5×10-6,介于幔源与壳源之间,伴生甲烷同系物的碳同位素呈倒序排列,具有无机成因气负碳同位素系列的特征.CO2/3He值为1.9×109,指示出气藏中CO2是上地幔脱气成因.火山岩储集层岩石化学数据和气体化学成分判别的结果说明徐家围子断陷带昌德东气藏的形成和幔源岩浆有关,其CO2是无机幔源成因.

作 者：谈迎 刘德良 李振生 Tan Ying Liu Deliang Li Zhensheng 作者单位：谈迎,Tan Ying(江苏省地质调查研究院,南京,210018;中国科学技术大学,地球与空间科学院,合肥,230026)

刘德良,李振生,Liu Deliang,Li Zhensheng(中国科学技术大学,地球与空间科学院,合肥,230026)

北部湾盆地 篇3

关键词：鄂尔多斯盆地；直罗组下段；沉积相

1. 地质概况

1.1区域地质

鄂尔多斯地块是华北克拉通的一部分，也是其中最为稳定的一个块体。它是在华北克拉通的基础上，自中晚元古代接受沉积以来，在受古亚洲、特提斯和环太平洋三大构造域的作用下，交切、叠加与复合而形成的。由于其漫长的形成历史，鄂尔多斯盆地的构造面貌和演化较为复杂。盆地现今四周均被造山带围限，其南北分别为近东西向展布的秦岭构造带及阴山构造带，东西分别为近南北向展布的太行——吕梁构造带及贺兰山构造带，造山带与鄂尔多斯盆地之间以断陷相隔，构成南北向展布的矩形盆地，面积为25×104km2（图1）。中生代伊盟隆起北邻河套古隆起，向南与伊陕斜坡构成统一的稳定斜坡带，具近物源、构造环境相对稳定的特征，为延安组，尤其是直罗组砂体的发育和稳定展布创造了极为有利的构造条件。受燕山构造运动的影响，主要目的层直罗组沉积时，鄂尔多斯盆地北部古地形主体为北西高、南东低。燕山运动早期，鄂尔多斯盆地全面抬升，进入风化剥蚀阶段，但沉积间断期短，缺失地层不多，致使直罗组与延安组呈平行不整合接触。在地壳相对抬升的构造背景下，延安组遭受长期风化剥蚀，直罗期河流发下切侵蚀作用，使直罗组与延安组之间呈微角度不整合。

1.2 盆地沉积盖层特征

鄂尔多斯盆地发育的盖层包括中生界的三叠系（T）、侏罗系（J）、下白垩统（K1）和新生界的古近系（E）、新近系（N）、第四系（Q），各地层在横向和纵向上发育差异较大，其中三叠系、侏罗系和下白垩统是盆地沉积主体。

侏罗系在盆地东部一带呈南北向带状出露，向西及南西倾伏于下白垩统之下，为盆地重要的含煤地层，也是寻找铀矿的主要目的层。下白垩统在盆地北部广泛分布，是盆地西部主要找矿目的层。古近系和新近系零星出露，而第四系在盆地中部及南部大面积分布。

2. 沉积体系垂向展布特征

沉积体系是指与沉积作用相关的沉积相的集合体，一般理解为空间上有成因联系的沉积相所构成的三维地层单位。在沉积体系研究过程中，成因相的划分是识别沉积体系的重要工作之一。单孔成因相的组合特征及其垂向上的变化特征反映了其形成时期水动力条件、搬运方式及形成背景。

通过对工作区单孔垂向岩性组合特征、沉积旋回特征的研究，识别出辫状河、曲流河两个沉积体系。其中，直罗组下段下亚段均为辫状河沉积；上亚段绝大部分地区以曲流河沉积为主。在区内辫状河沉积进一步识别出河底滞留、心滩、泛滥平原等；曲流河亚相中识别出河底滞留、边滩、决口扇、天然堤、泛滥平原等。其中，河流相沉积经历了从早期辫状河沉积体系向晚期曲流河沉积体系的演化。下部的辫状河沉积砂体主要发育在风化剥蚀面上的深切谷地带中，向两侧减薄甚至缺失，中上部曲流河沉积则分布范围较广。其沉积类型总体上以河道充填沉积为主，同时发育有河道边缘沉积、泛滥平原和洪泛沼泽沉积等。

2.1 辫状河

辫状河沉积具有河道宽而浅，频繁摆动，游荡不定的特点，其对河岸侵蚀较快，天然堤及决口扇很难被保存下来，因此一般不发育天然堤或决口扇，而发育心滩，多数情况下，一旦辫状河发生决口，河道便直接改道，形成新的河道。在洪水期，降水供给充足，河道砂坝常被淹没；而在旱季枯水期，水流量减小，河道砂坝露出水面，河水被局限在河道砂坝间的狭窄河道中。洪水期与枯水期的每次交替，都将改变河道砂坝与河道相互间的形态和布局，因此，河道与河道砂坝的频繁迁移是辫状河流最重要的特点河道底部滞留沉积的岩性以砾岩-中粗砂岩为主，具有大型的槽状交错层理，且与下伏岩层具有明显的冲刷面。

心滩沉积，也叫河道砂坝沉积，岩性以粗粒、中——粗砂岩沉积为主，具有大型槽状或板状交错层理。心滩在垂向剖面上呈透镜状或板状，底冲刷现象明显。由于辫状河水流量随季节的更替而变化，因此，辫状河中心滩的形态及布局是极不稳定的。由于不同期次水流能量不同，所携带沉积物的粒度也大小各异，在垂向沉积序列上表现为多个不明显的正韵律结构或突变正韵律结构。由于新一期洪水带来的粗粒沉积物极易将上一期沉积下来的细粒物质破坏并搬运至下游，因此，辫状河心滩内部不易保留下细粒粉砂或泥质沉积。但当河道废弃或贫水期，也会沉积有部分粉砂或泥质夹层。

2.2 曲流河

曲流河沉积一般为单河道，河道曲率较大，坡降较小，水流量变化不大，沉积物粒度较辫状河要细。由于天然堤的存在，河道抗侵蚀性较强。曲流河的沉积过程中，主要以侧向加积作用为主，凹岸受到侧蚀垮塌，同时在凸岸沉积，形成点砂坝沉积，也就是边滩沉积，使得河道弯度不断增加。

通过典型钻孔垂向沉积序列的研究，发现大部分地区直罗组下段上亚段表现为明显的曲流河沉积，垂向上自下而上表现为向上变细的正韵律结构，整体“二元结构”明显。

天然堤沉积也是曲流河的主要特征之一，分布在河道两岸。天然堤是由于洪水期河水漫越河岸，当水流速度降低时，悬浮物质在岸边快速沉积而形成的。岩性主要以细-粉砂岩为主，相比边滩沉积较细，但要粗于泛滥平原沉积。垂向上，产于边滩沉积之上，发育各种小型沙纹层理、水平层理。厚度一般不大，小于5m。

泛滥平原沉积是曲流河沉积中分布面积最广的部分，沉积物主要是洪水带来的悬浮物质，在潮湿条件下，植物生长茂盛，可进一步发展为沼泽。工作区内钻孔中，该部分岩性主要以粉砂质、泥质沉积为主，夹有厚度不大的薄煤层。发育有水平层理，泥岩中可见炭屑、炭质植物根茎及黄铁矿结核，还原容量较高。在泛滥平原沉积中，见有决口扇沉积发育，沉积厚度不大，岩性以细砂岩为主，剖面上呈透镜状，横向连通性较差。

2.3 剖面成因相分析

工作区典型沉积剖面中，下亚段砂体表现为明显的泛连通状，砂体厚度大，连续性好，应为辫状河亚相中的河道砂坝沉积，也就是心滩沉积。自下而上为不明显的正韵律结构，垂向上具有明显的多期砂体相互叠加的特征，反映出了辫状河垂向加积的特点。砂体中，局部见有粉砂质、泥质夹层，夹层厚度小、连续性差，呈透镜状产出。河道砂坝顶部发育有较稳定的一套粉砂质、泥质隔水层，厚度较小，一般不超过10m，且夹有薄煤层，应为泛滥平原沉积（图2）。

上亚段砂体则表现出较为明显的下粗上细的“二元结构”，砂体具有侧向加积的特点，反映了河道的侧向迁移，剖面上可以见到单期河道明显的自下而上粒度变细的正韵律结构，具有典型的曲流河沉积特征。相比下亚段的辫状河亚相，上亚段的曲流河亚相中，泛滥平原的细粒沉积物规模明显增大，且有一定数量的决口扇发育。决口扇砂体呈透镜状，与两侧河道砂体相连，表现为洪水期河道决口沉积形成。

2.4 沉积体系空间展布特征

综合以上对单孔及剖面成因相的研究，结合野外钻孔岩心观察，认为工作区直罗组下段下亚段为辫状河沉积体系，上亚段为曲流河沉积体系。

2.4.1直罗组下段下亚段

在工作区东部，发育一条辫状河河道，河道宽5km～8km左右，规模很大，均呈近南北向展布，河流发育方向为从北向南，在主河道东侧，还存在一条规模相对较小的河道，其发育方向为由北东向南西，两条河道相互交织，向南与大营铀矿床辫状河道连为一体。泛滥平原主要分布于河道两侧，面状分布，在两条河道连接部位，也有小面积分布，呈不连续岛状。在工作区西部，辫状河主要发育在北部地区，发育方向由北西向南东，南部大面积为泛滥平原沉积。工业铀矿体受成因相控制明显，产于河道分叉的相变部位。

2.4.2直罗组下段上亚段

直罗组下段上亚段为曲流河沉积，由曲流河河道和泛滥平原构成。由于曲流河侧向迁移活跃且多为叠加河道，导致其河道范围很宽，最宽可达20km。曲流河道呈北西——南东向展布，贯穿整个工作区，向东与大营铀矿床相接。泛滥平原则大面积分布于河道两侧，呈带状、面状。在工作区东侧，发育一条北东——南西方向的小型曲流河道，与区内主干河道相接，本项目发现的直罗组下段上亚段工业铀矿体产于交接部位。

3. 结论

沉积相的平面分布控制着砂体的空间展布，进而影响着赋铀砂体的空间分布。工作区铀矿化主要赋存在直罗组下段的辫状河道砂体和部分曲流河道砂体中。产于曲流河道砂体中的铀矿化常与下部的辫状河道砂体相连通。孤立的曲流河道砂体不存在矿化现象，这主要是由于其不能形成特定的氧化还原环境而不利于铀富集成矿。直罗组下段下亚段辫状河砂体，其粒度较粗杂基含量少，有利于流体渗流；河道的上部、边部、河道拐弯分岔部位及河道间的沉积物粒度相对较细，泥质杂基含量相对较高，原始孔隙度不发育，在这些岩性变化的过渡部位，有利于形成良好的氧化还原障。从深部运移上来的油气，其本身是一种富含有机酸的还原性流体，油气与地层中的含铀流体在这些部位相互作用，从而有利于铀的沉淀和成矿。直罗组上段的曲流河道间泥岩和粉砂质泥岩，延安组的湖沼相泥岩、煤层及其河道间泥岩，分别构成了直罗组下段赋铀砂体的上下封闭层；另一方面，直罗组沉积时由早期的潮湿半干旱气候转变为晚期的炎热干旱气候，这些都为直罗组下段的层间氧化带的形成以及后期油气对铀的二次还原和沉淀成矿创造了良好的条件。大型主分流河道中铀异常较罕见，异常多发育在分流河道的两侧和河道的分岔拐弯处，且分流河道的砂体厚度不能太大，砂体厚度若大于40m，则异常较罕见。铀多赋存在河道砂体底部（靠近两侧），并在碳屑、煤屑、沥青脉或结核周围富集。铀的富集多处在氧化还原过渡环境，河道两侧和河道的分岔拐弯处是岩性的变化部位，并处在油气二次还原的过渡地带，有利于铀沉淀；碳屑、煤屑、沥青脉等有机质含量高处和局部泥质层处创造了良好的局部还原环境，铀被富氧的地下水携带到此部位时便被还原而沉淀下来。

参考文献：

[1] 李西得，巴音戈壁盆地塔木素地区巴音戈壁组上段铀储层砂体预测研究；

北部湾盆地 篇4

1 具体地质条件概述

鄂尔多斯盆地隶属于境内的内蒙古自治区域内, 位于我国的西北部方向。区域的第十位置总体是以北高南低, 在区域的中北部地区最高海拔能够超过1500m。西部区域海拔是最低大约在1240m左右。这为巴嘎淖流域的最低点, 东部区域红碱淖区域的海拔最低, 水面中的高程为1230m, 这也是该区域中的最低点, 各区域之间所相差的高度都不会高于300m。

1.1 自然环境概述

该区域位于毛乌素沙漠的东北边境, 地貌基本以沙漠高原型为主, 将其具体的划分可以分为沙地、基岩台、沙盖岩台基本三个类型。该区域属于中温带半干旱天气, 太阳辐射严重, 夏季炎热并且短暂, 雨水量极少, 沙漠风沙比较大, 冬季相对比较漫长并且严寒。

1.2 水文地质条件概述

通过水文地质条件的基本研究发现, 该区域内地表水主要囊括了两个方面:一个是内陆水系, 另外一个则是外流的水系。这两个内流水系都是属于二流的鄂尔多斯内流区。区域内部的地下水重点补给来源主要是以大气降水, 但是区域内部的降水量比较小, 并且集中。所以, 在雨季的补给量会加大。

2 煤炭保水开采的基本理论体系

2.1 关键层的相关理论

国内学者的相关理论研究表明, 在对煤矿开采过程中查明煤矿开采的顶部保水开采关键层, 作为煤矿保水开采的第一步。关键层主要指的是通过对采集场的覆岩层的部分或者是一直到地表的全部岩层起到活动的控制的岩层。关键层在这里面主要发挥承载效果, 还对岩体破断后的结构形态起到一定的控制性作用。针对保水开采, 起决定性作用的是隔水的关键层, 在位置的选择上可以在开采的上方和下方随意。隔水关键层在划分上也有两种形式:一种是隔水结构的关键层, 另外一种则是符合隔水关键层。在进行煤矿开采的过程中如果关键层的结构不出现特殊情况, 这时候隔水层就能够发挥其隔水的效果, 我们称其为隔水的结构关键层。在进行煤矿开采的过程中如果出现关键层的断裂, 那么断裂的缝隙就会被填充, 最后会被压的特别实, 不能发挥其作用, 那么也就形成了复合的隔水关键层。在煤矿的开采过程中隔水的关键层大部分都会出现复合隔水关键层的情况。

2.2 煤层开采三带的发育程度

对于煤层采空区在冒落以后所形成的煤层顶板冒落带以及出现的导水裂缝为矿坑重要的冲水渠道。在煤层被采空以后, 顶部就会出现断裂的情况, 上面的覆盖岩层也就会失去控制和支撑的作用, 出现裂缝。在裂缝的高度大于上覆盖隔水岩层时, 与上覆含水岩层产生了贯通, 从而使得上部和下部的裂缝直接进入到空隙之间。所以, 造成导水裂缝发育高度的是沟通上覆水体的关键性原因之一。

3 保水开采的影响要素分析

3.1 地质条件构造及水文地质条件

地质的构造特点和水文地质的条件会直接对煤矿进行保水开采的难易程度带来影响。地质构造对于岩层之中的含水层及隔水关键层的稳定性有着非常要的影响。地质构造越复杂, 那么断层也就比较多, 随着开采工作的不断深入, 岩层之中的导水裂缝带也在不断地发育, 最后给矿区的排水工作增添难度。水文地质条件对于保水开采的进行也有着非常重要的影响, 水文地质条件会对含水层的厚度以及岩层的厚度起到影响。通过对以往地质资料进行整理发现, 该区域没有出现过太大的断层, 也不存在无岩浆活动的情况, 结构构造并不复杂。

3.2 开采阶段不同对于保水开采工作所产生的影响

在煤矿的开采过程中一般都会被分为四个阶段, 每一个阶段之中对于岩层之中水系的自然稳定情况都会造成不同程度的影响, 进而对保水开采工作的开展带来影响。煤矿在进行开采的初期阶段含水层相对比较饱和, 但随着开采程度不断的加深, 被揭露的含水层开始增多, 顶板冒落以及导水裂缝开始贯通, 煤层之中的潜水直接渗透到矿坑之中, 导致保水开采工作的难度加剧。在煤矿开采中期阶段, 开采工作的进行会相对比较稳定, 含水层也不存在大面积揭露的情况, 随着开采力度的不断加深, 岩水层中的水也开始不断下降, 部分含水层开始没有压力, 使得水大量的被排入矿井之中, 同样给保水开采工作的开展带来压力。矿区开采的后期阶段, 由于含水层中的水基本被排干, 导水裂缝以及节理裂隙都开始被沙子填充, 地表水也基本排放干净, 这时进行保水开采工作的开采难度也就比较小。到了开采的最后阶段, 矿井的渗水程度基本处于不排水的阶段, 所以保水开采工作也就非常容易开展。

4 保水开采技术应用

4.1 对保水目标进行确定

通过对开采区域水文地质的勘探, 对区域内部的含水层及隔水层的分布情况以及导水的基本特性做出研究。在该区域内进行保水开采工作不会破坏地表生态环境, 同时也不对煤炭生产以及节约水资源方面带来影响, 通过使用安定组隔水层之上的含水层来进行保护, 安定组隔水层下面的含水层, 也就是第四系松散岩潜水以及裂缝中的砂岩不受煤矿开采的影响。

4.2 隔水煤岩柱的预留

在进行煤层开采时, 预留防水煤柱, 能够对煤层顶板的岩层起到一定的保护, 使导水裂缝不涉及水体。现阶段, 煤层对于煤层主要充水含水层比较丰富的区域, 进行隔水煤岩柱的预留, 在水体下降以后, 再进行开采工作。

4.3 采用减小导水裂断及高度的方法进行开采

保水开采工作的开展可以引进先进的技术, 让煤层顶板在最大限度上避免遭到破坏。减少断裂高度的具体开采方法有:充填方式开采、分层方式开采、协调方式开采等等, 具体开采方法可以根据实际情况而定。

4.4 水域丰富的区域构建集中供水水源地

可以通过使用煤层顶板含水层中的水资源来为矿区的生产提供水源, 还可以保护生态环境。在煤层顶板富水区建集中水源地, 通过提前的排疏, 最大限度减低矿井用水量。

4.5 对污水进行处理

北部湾盆地 篇5

关键词：仁差盆地,铀矿床,地质特征,成因分析

0前言

粤东北的仁差盆地位于闽粤赣三省交界处,地处华南加里东褶皱系,永安-梅州晚古生代坳陷带,河源深断裂带东北部,是南岭成矿带东部与武夷成矿带南部交汇部位,具有优越的区域地质成矿背景。[1,2,3]。

1 地质背景

仁差盆地地层分为二套:基底由寒武系、泥盆系、石炭系浅变质岩地层组成;盖层主要由上白垩统火山岩组成。中生代以来,岩浆活动频繁,早期大规模花岗岩侵入,形成盆地东部的武平花岗岩岩体(γ52)及盆地西部的桂坑花岗岩岩体(γ53-γ52)。晚期火山活动强烈,形成厚达2 000多m的火山熔岩、火山碎屑岩,晚白垩纪末期火山活动已进入尾声,主要表现为次流纹斑岩、花岗斑岩、辉绿岩及闪长岩的侵入。矿区断裂构造十分发育,以NNE向断裂为主,其次为EW向和NWW向构造。盆地西边为Ⅰ级构造NNE向鹧鸪隆断裂(河源深断裂),东边为Ⅱ级构造NE向猪麻坝断裂,南边为Ⅱ级构造EW向麻楼断裂,盆内为Ⅲ、Ⅳ级构造NNE向正断层及Ⅴ级构造NWW向、NW向正断层和中基性岩脉(见图1)。

2矿床地质特征

2.1 矿床地层

矿区的地层由基底和盖层两套岩层组成(图2)。寒武系地层和燕山期花岗岩(γ52)构成盆地的基底,寒武系地层其岩性主要为灰绿色中粗粒变质砂岩、板岩、千枚岩、片岩组成(表2)。基底之上依次为上白垩统叶塘组(K2)、古近系南雄群(E)、第四系(Q)。上白垩统叶塘组(K2)分为上中两组。中组(K22)上部为紫红色砂砾岩,砾岩,砾石成分复杂,主要为变质砂岩和千枚岩,泥质、铁质胶结;下部为浅绿色花岗质砂岩和紫红色砂岩、细砂岩、粉砂岩,与寒武系地层呈角度不整合接触。上组(K23)为一套陆相酸性喷发岩,大面积分布于全区,总厚度大于1 000 m,主要由流纹质碎屑岩和熔岩组成,是铀钼多金属矿成矿的主要含矿层。古近系南雄群(E)出露在矿区附近及其北部,不整合覆盖在叶塘组之上。为一套内陆河湖相沉积的浅色复理石建造和红色磨拉石建造。分上下两组,下组主要为浅色砂岩、泥灰岩,赋存有铀钼矿;上组为红色砂砾岩、砾岩。

2.2 矿床构造

矿区内构造主要有NNE向鹿子坑断裂、罗车断裂、土窝里断裂、文西断裂;NW向构造;NNW向上村断裂;近NW向深部断裂;层间破碎带深部;NE隐伏断裂构造。这些构造组成了本区的构造格架,是本区重要的控岩控矿构造,与铀、钼、金矿化关系密切。

2.3 火山活动与火山岩

该区火山活动强烈,晚白垩世达到高峰,其火山活动从弱到强,由爆炸→喷发→侵出。岩层下部为含砾凝灰岩,流纹岩;中部为火山碎屑岩,熔接凝灰岩;上部为火山碎屑岩;最后辉绿岩侵入而停息。形成了喷发频繁,时间长,强度大,间歇多,厚度较大的酸性火山岩系。区域上为燕山晚旋回第二火山旋回的产物。

2.4 矿石特征

XX矿床矿石工业类型为铝硅酸盐型,其自然类型为钼、铀、金银多金属硫化细脉浸染型。矿石矿物成分较简单,但共生及伴生的矿物种类较多。

2.5 围岩蚀变特征

与矿化关系比较密切的近矿围岩蚀变主要有以下几种:伊利水云母化、钾(钠)长石化、赤铁矿化、硅化(微晶石英化)、黄铁矿化、绿泥石化、“黑化”(铀钼黑)。“黑化”和赤铁矿化强的地段是铀、钼的富矿段。“黑化”、黄铁化强的地段是金银矿化的富矿段。

3岩石化学特征

3.1 正常岩石的岩石化学特征

矿区范围内不同的火山岩层均取样进行岩石成分分析,并与国内一些典型的酸性岩浆岩和流纹岩对比(表1)。与同类型岩性相比,岩石富硅富钾,SiO2为69.60～79.49%,K2O为4.35～7.25%,贫铝、铁、钙、镁。矿区火山岩富硅偏碱,贫钙镁,K2O>Na2O,属于铝过饱和系列。

3.2 矿化岩石的岩石化学特征

从表1可以看出,矿化岩石与正常岩石的岩石化学特征基本相似,SiO2略有增加,全铁及高价铁平均含量有明显增加,Al2O3、碱金属总值(K2O+Na2O)略有减少,其他特征基本无明显差别。

4 控矿因素及矿床成因

4.1 构造因素

XX多金属矿床定位于NNE向鹿子坑断裂与一组以辉绿岩为代表的NW向构造组的交汇部位(见附图1、图3)。

4.1.1 凹槽构造

凹槽构造是控制多金属矿床定位的有利空间(图4)。凹槽构造既是控制含矿流纹岩舌状体和砂岩、砂砾岩有利空间,又是一个汇水区和矿兜,有利于含矿流体沿层、断裂构造带、裂隙带、高孔隙度带,源源不断的向凹陷区定向汇聚。矿体主要分布在流纹岩舌状体的前缘及两侧地带。

4.1.2 古火山口构造

古火山口是导矿的优越渠道,辉绿岩岩株地表呈浸出相,地下呈火山管道相,外壁为流纹岩,而且在岩株内外接触带已见有铀工业矿体和其它多金属矿化。

4.1.3 断裂构造是控矿、导矿、储矿的良好空间

鹿子坑断裂是多金属矿主要控矿构造,多金属矿位于鹿子坑断裂上盘500～600 m范围内,而且在有些地段如南下举河一带,在鹿子坑断裂带内或其附近见有铀、钼、金、银工业矿体。

神背地段深部隐伏断裂构造是含矿、储矿的良好空间。该地段深部发育有F1～F7等七条隐伏断裂构造,主要充填物为构造角砾岩、破碎岩、碎裂岩,而且在断裂构造发育地段构造裂隙发育,岩石碎裂,为矿液的储存奠定了良好的基础。构造角砾岩破碎带、碎裂岩带、裂隙等发育地带矿化规模较大。钼、金、银主要矿体,主要赋存于较大的F2、F3两条隐伏断裂构造带内及其附近。主要矿体(矿化段)随断裂构造延深而跨层。隐伏断裂构造控制了主要矿体的范围及展布。断裂构造和断裂的发育程度控制了矿化的垂直幅度和规模。如ZKAu—2钻孔从476.26～497.98 m,首先出现的是岩石退色带,继而出现裂隙带,再后来为构造角砾岩带,破碎带(F3),往下又是裂隙退色带。在裂隙发育带和构造角砾岩带,有较好的钼、金、银工业矿化,其中钼矿厚度20.79m,平均品位0.505%。金矿厚度13.68m,平均品位10.89 g/t。银矿厚度9.79 m,平均品位190.01 g/t。锌矿厚度2.76 m,平均品位1.38%。

4.2 岩性因素

XX多金属矿主要赋存于K23a-2气孔流纹岩、球粒流纹岩和K22砂岩、砂砾岩中。流纹岩气孔、球粒发育,岩石性脆,刚性,在构造作用下裂隙发育,易破碎,碎裂成碎裂岩、角砾岩。而砂岩、砂砾岩成分复杂,多为花岗质砾石,孔隙度较大,在构造作用下易破碎,有利于矿液的运移和沉淀。

4.3 火山作用

XX多金属矿床矿化富集地段距差干古火山口1.5 km左右,由火山口→火山口外→远离火山口,矿化逐渐变好。区内岩石富硅偏碱,贫钙、镁,氧化钾大于氧化钠,属于有利钼、金、银多金属矿成矿的酸性火山岩系。

由于火山活动,使大量的地下水变成火山热水,区内大量的CO2气体的存在正是火山期后长期喷气活动的结果。区内地下水属HCO3型地下水,有利于火山热液、火山热水等含矿溶液进入混和形成新的含矿热液,不断补充新的成矿物质,形成多期活动的矿体,如铀的成矿年龄为53 Ma、31 Ma、28 Ma、11Ma[4]。

综上所述,XX多金属矿床其成因应属与火山作用有关的以构造控矿为主,再造富集而成的复成因矿床。

参考文献

[1]宋仕珠,赵巍,郑明良,等.粤东北仁差盆地麻楼逆冲推覆构造特征与成矿作用[J].铀矿地质,2010,26(5):283-287.

[2]刘延勇,卢映新,梁业武,等.仁差火山盆地多金属成矿条件分析[J].桂林工学院学报,2007,27(4):469-473.

[3]刘延勇,卢映新,梁业武,等.粤东北仁差盆地火山岩基本特征[J].桂林工学院学报,2007,27(2):159-164.

北部湾盆地 篇6

敖南地区位于黑龙江省大庆市肇源县境内,在区域构造上由西至东横跨齐家-古龙凹陷、大庆长垣、三肇凹陷以及朝阳沟阶地四个二级构造单元(图1)。研究区整体为由西北向东南逐渐抬升的斜坡区,区内发育的主要三级构造有东部的头台鼻状构造以及中西部的敖南鼻状构造,这两个三级构造也是研究区主要的控油构造。本区扶余油层沉积时期为主要受西南物源的影响的三角洲平原沉积、分流河道、河口坝为主要储集层,砂体多以透镜状、条带状为主,横向连通性较差。

2 断裂特征

在纵向上本区断层多表现为“Y”型、“X”型、“人”字型和“入”字型、“椅”式等。在断裂条带内部多为阶梯状、地堑、地垒等表现形式。从断层在平面上的展布方向看,T2-2-T1层的断层可明显分为三大断裂条带。在这些条带内部地层表现为地堑特征,条带之间地层表现为地垒特征。三大断裂条带是由一系列的北北西向、北北东向的断层组成,呈类似麻花状的条带交织在一起。

本区断层可分成早期、中期、晚期和长期发育的断层:早期断层断穿T2-2-T2层或在T2、T2-2单层发育,这些断层在青山口组沉积前或青山口组沉积早期形成,后期停止活动;中期断层断穿T1-1-T1层或在T1-1、T1单层发育,此类断层形成于姚家组沉积时期或沉积末期,后期停止活动;晚期断层在T04层单层发育,此类断层为嫩江组沉积时期或末期形成的断层;长期发育断层断穿T2-2-T04层(包括T2-2-T1层),此类断层在青山口组沉积时期或沉积前就已形成,青山口组、姚家组沉积时期至嫩江沉积时期或沉积末期继续活动。

3 输导体系组合模式及断层侧向封闭性

3.1 输导体系组合模式

本区的输导体系由连通砂体、裂缝系统和断层组成。输导模式主要为斜坡断层-砂体“阶梯”状输导模式,该类输导模式主要发生于烃源灶-输导体系-油气藏侧向跨越式组合构架内。阶梯排列的断层与砂体组合,油气沿断层垂向运移,沿储层砂体横向运移,在阶梯状断层的输导作用下,油气逐渐向侧向高部位及浅层运移。油气横向运移距离和垂向运移距离受砂体和断层输导性双重控制。多形成断块、断层-岩性油气藏。

该输导模式在研究区西侧的斜坡带断层发育区广泛存在,但应该保证断裂-砂体“阶梯状”形式中至少具有依次传输的输导能力,而从研究区河道砂体识别结果可知西侧斜坡带砂岩不发育,导致斜坡带的输导能力有限。

3.2 断层侧向封闭性

利用SGR法对扶余油层断层侧向封闭性的研究表明,本区可以分为断层侧向封闭性差、中等、较好和好四个等级。从扶余油层断层侧向封闭性结果来看,扶余油层整体侧向封闭性中等,同时存在一些好、较好和差的断层,说明本区在整体上断层能够封堵来自生烃凹陷的油气[1,2,3](图2)。

1—断层封堵性较好断层,2—断层封堵性好断层, 3—断层封堵性中等断层,4—断层封堵性差断层, 5—工业油流井,6—低产油流井,7—干井

4 断层与油气聚集的关系

(1)断层是扶余油层油气运移的主要通道。

扶余油层储层本身的连通性差,油气在运移过程中,断裂起着沟通储层砂体的决定作用。成藏关键时期,本区断层多为开启断层,油气经垂向运移后在储层中侧向运移成藏[4,5](图3)。

(2)反向正断层上升盘,或者由断层控制的地垒区域,是油气聚集的有利场所[6,7]。

(3)西部断裂密集带的存在,是导致敖南鼻状构造中心部位油气不充足的主要因素之一。

本区断穿扶余油层的断裂大体可分为3个条带,其中西部的断裂条带最为密集,形成工区内规模最大的地堑断裂系,该断裂系由多条近南北向断层组成,横向遮挡能力较强,使得来自生烃凹陷的油气多沿长期发育的断层形成的优势通道中向上向葡萄花油层运移而聚集成藏,导致由生烃凹陷运聚到鼻状构造上的油气有限,造成扶余油层总体含油气性较差,整体产能也较低。

1—工业油层,2—水层,3—干层,4—差油层

5 结论

(1)在纵向上本区断层多表现为“Y”型、“X”型、“人”字型和“入”字型、“椅”式等。从断层在平面上的展布方向看,断层可明显分为三大断裂条带,三大断裂条带是由一系列的北北西向、北北东向的断层组成。断层按发育期次可分为早期、中期、晚期和长期。

(2)断层组成的输导模式主要为斜坡断层-砂体“阶梯”状输导模式,该输导模式在研究区西侧的斜坡带断层发育区广泛存在,但工区西侧河道砂体不发育,导致斜坡带的输导能力有限,从而造成南鼻状构造中心部位油层扶余油气不充足。

(3)断层是敖南地区油气运移的主要通道,同时由断层控制的地垒和反向正断层控制的上升盘是油气聚集的有利场所。

摘要：断裂在敖南地区起着重要作用,既可以成为油气运移的通道,也可以为油气聚集提供遮挡条件。研究了敖南地区断裂的剖面和平面特征。扶余油层输导体系主要为斜坡断层-砂体“阶梯”状输导模式,在该输导模式框架内油气在侧向封闭性较好的断层附近的河道砂体内聚集成藏。

关键词：敖南地区,断裂,断层侧向封闭性,扶余油层

参考文献

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[2]肖淑明,王国壮,钟建华,等.东营凹陷沙一段断层封闭性研究.地质力学学报,2009;15(3):296—304

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[4]吕延防,姜贵周.延吉盆地断裂特征及对油气分布的控制.断块油气田,1997;4(2):1—4

[5]冯晓辉,胡杨.松辽盆地梨树断陷构造特征及有利区带分析.内蒙古石油化工,2011;13:148—150

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北部湾盆地 篇7

升平地区是松辽盆地北部徐家围子断陷带北翼斜坡带上的一个代表性的含气隆起, 工区面积224km 2 (图1) 。从构造特征看, 松辽盆地深层呈盆岭相间构造, 从下往上, 总体上盆地面积逐渐扩大, 由火石岭组的分割性小的断陷盆地群, 逐渐演化为登娄库组的统一的大型断坳型盆地。本文研究的区域地层为断陷盆地充填沉积, 目的层有火石岭组、沙河子组、营城组和登娄库组, 这是一套以碎屑岩为主, 夹火山岩地层。前人曾经对升平及其周边地区地层在地球物理、构造地质、沉积学和地层学等多学科、多领域开展了大量的工作并且取得了一定的成果[1,2,3,4,5,6,7,8,9,10]。但由于当时的地震资料品质较差, 探井较少, 所以其对工区深层的认识有一定的局限性。为此, 笔者以最新三维地震资料和区内探井的综合研究为基础, 建立深层层序地层格架, 进而对升平地区的两个重大不整合面 (SSB 1和SSB 4) 的地层超覆不整合圈闭及其分布范围进行了预测研究。

1 层序地层格架

应用层序地层学理论建立了研究区火石岭组、沙河子组、营城组及登娄库组层序地层格架。

1.1 准层序和准层序组的识别

准层序和准层序组的识别是对岩心、综合录井和测井资料进行层序地层学分析的基础。

1.1.1 准层序的识别

依据准层序的识别标志[11], 对升平地区井段岩芯资料和综合录井资料进行了分析, 识别出了向上变细和向上变粗的准层序 (图2) 。在向上变细的准层序中, 其层 (层组) 厚度向上变薄, 碎屑颗粒粒度向上变细, 砂岩比率向上变小 (图2a) ;在向上变粗的准层序中, 其层 (层组) 厚度向上变厚, 碎屑颗粒粒度向上变粗, 砂岩比率向上增加 (图2b) 。

1.1.2 准层序组的识别

根据准层序的叠置方式[11], 结合升平地区的地震及探井资料, 可识别出退积型、前积型和加积型三种类型准层序组 (图3) , 退积型准层序组一般由向上变细的准层序叠置而成, 也可由向上变粗的准层序叠置而成, 但总体上是向上水体变深或呈水进型式 (图3a) ;加积型准层序组是由向上变粗的准层序叠置而成, 但总体上水深无太大的深浅变化 (图3b) ;典型的前积型准层序组是由向上变粗的准层序叠置而成, 总体上是向上水体变浅或呈水退型式 (图3c) 。

1.2 超层序界面的识别标志

超层序的识别是由反射地震资料上的削截、顶超、上超、下超反射结构, 辅以测井、岩芯及露头资料来确定的。超层序的边界往往与构造运动相联系, 削截和上超特征非常明显或比较显著[12]。

1.2.1 地震剖面识别标志

在地震剖面上识别超层序界面实质是重大不整合界面的识别, 重大不整合界面在地震剖面上最明显的特征是削截和上超两种反射终止现象。削截是可容空间明显减少, 水面相对下降, 前期沉积的地层受到明显剥蚀, 且剥蚀量比较大的良好标志, 而上超则是可容空间明显增加, 且水面上升的良好标志。超层序正是在这样两个相邻的重大不整合面之间沉积的一套地层。根据这些标志在升平地区深层地震剖面上可进行超层序界面的识别, 如 (图4) 是地震剖面上所识别的超层序界面, 并可见上超、削截反射终止现象。

1.2.2 综合录井识别标志

在综合录井资料上识别超层序界面主要是依据准层序组之间的叠置方式 (图3) 、沉积环境、泥岩颜色、岩性、古生物特征等进行识别。由于超层序界面遭受过较大的剥蚀, 往往将前期沉积的高水位体系域进行不同程度的剥蚀, 甚至剥蚀殆尽而剩下水进体系域地层, 因而在界面上具有沉积环境和相突变的特点, 准层序组也由界面下较深水环境的加积型或退积型准层序组转变为界面上的较浅水环境的加积型或退积型准层序组。

1.3 超层序界面特征

依据升平地区钻井资料和地震资料, 在其深层可识别出五个超层序界面 (构成四个超层序) , 分别是基岩顶面 (火石岭组底面) 、沙河子组底面、营城组底面、登娄库组底面和泉头组底面, 在地震上分别对应于T5、T4-2、T4-1、T4和T3反射层 (如表1) , 各超层序界面特征如下所述:

1.3.1 超层序I底界面 (SSB1) 特征

SSB1对应于地震反射界面T5。T5为一全区分布的角度不整合面, 是成层反射与无反射区、杂乱反射区的分界, 其下为杂乱反射的基岩, 其上为沉积岩或火山岩, 并存在明显的削截和上超现象。SSB1是拉张断陷期巨层序的底界, 也是超层序Ⅰ (火石岭组) 的底界, 相当于前白垩纪基岩顶面[13]。在地震剖面上主要表现为两种特征:① 在构造低部位反射波组特征为振幅中-弱, 连续性一般, 主要依据沉积岩反射结构与基岩反射结构的差别, 及其形成的包络面, 沿包络线追踪。② 在构造高部位反射波组特征大部分波形稳定, 能量很强, 连续性好, 一般由两个连续相位组成。且其下面可见削截, 上面可见上超现象 (图4) 。在综合录井上表现为基岩突变成沉积岩界面, 其下为变质岩、花岗岩、闪长岩, 之上是安山岩、安山玄武岩、凝灰岩以及粗粒沉积岩等。曲线上为很高的深浅测向曲线突然变低, 很低的自然伽玛曲线突然变高, 较大正旋回或复合旋回的底界面 (图5a) 。

1.3.2 超层序Ⅱ底界面 (SSB2) 特征

SSB2对应于地震反射界面T4-2。T4-2为沙河子组底界面, 为一局部不整合面, 中强振幅、中连续, 且有上超、削截等现象。在综合录井上表现为火山岩变成沉积岩界面, 之上为灰黑、黑色含煤泥岩及杂色砂砾岩等, 之下为紫红色角砾岩和紫色安山岩。曲线上较高的深浅测向曲线突然变低, 较低的自然伽玛曲线突然变高, 较大正旋回底界面 (图5b) 。

1.3.3 超层序Ⅲ底界面 (SSB3) 特征

SSB3对应于地震反射界面T4-1。T4-1相当于超层序Ⅱ的顶面、营城组的底界面, 为重要的平行不整合界面, 在地震上表现为强振幅反射, 具有明显的削截和上超特征 (图4) 。在综合录井上表现为沉积岩突变成火山岩的不整合界面, 之下岩性为灰色、灰黑色泥岩、泥质粉砂岩、粉砂岩, 之上为灰色酸性喷发岩或灰白酸性喷发岩。曲线上较低的深浅测向曲线突然变高, 较高的自然伽玛曲线突然变低, 较大正旋回或复合旋回底界面 (图5c) 。

1—泥岩, 2—泥质粉砂岩, 3—粉砂质泥岩, 4—粉砂岩, 5—细砂岩, 6—粗砂岩, 7—砂砾岩, 8—变质岩, 9—酸性喷发岩10—火山角砾岩, 11—砾岩

④ 超层序Ⅳ底界面 (SSB4) 特征

SSB4对应于地震反射界面T4。T4为一区域上可连续追踪对比的强轴, 在地震剖面上表现为明显的角度不整合面特征, 其上部地层有上超现象, 下部地层有削截现象 (图4) 。SSB4相当于超层序Ⅲ的顶界面、登娄库组的底界面, 是断坳转换期巨层序的底界面。T4反射界面之下超层序组内各套地层都是在活动大陆边缘火山—断陷盆地发育过程中形成的, 与其上的河流—湖泊沉积体系有明显的不同[14]。在测井曲线上表现为深浅测向曲线突然变低, 自然伽玛曲线突然变高, 正旋回底界面 (图5d) 。

⑤ 超层序Ⅳ顶界面 (SSB5) 特征

SSB5对应于地震反射界面T3。T3为一平行不整合面, 是坳陷期超层序与断坳转换期超层序的分界面, 相当于超层序Ⅳ的顶界、泉头组的底界。在地震剖面上, 为强振幅反射特征, 局部可见顶超和上超现象 (图4) 。在综合录井上表现为登娄库组四段顶部紫红色泥岩突变为泉头组底部砂岩的岩性界面。深浅测向曲线突然变高, 自然伽玛曲线突然变低, 正旋回底界面 (图5e) 。

2 地层超覆不整合圈闭

地层超覆不整合圈闭即指当海水或湖水向隆起翼部或斜坡上方水进时, 在不整合面上形成逐层超覆的旋回沉积, 旋回底部较新的储集层不整合在时代较老的非渗透层之上, 而储层本身又被连续沉积的不渗透层覆盖, 具有良好的顶底板遮挡层, 从而形成圈闭。它们主要分布在地质历史上的水陆交替地带, 海湖盆地斜坡边缘带和盆地内部古隆起周缘[15]。

不整合面在其形成过程中, 由于其整合沉积范围达到极小值, 被剥蚀的范围达到极大值, 受各种地质应力改造, 在不整合面上、下总是由孔隙度高、渗透率大的相对高能环境 (或被高能环境改造) 的沉积物组成, 因此它通常是油气运移的重要通道和有利的聚集场所。它经常把前一个层序的高水位体系域与后一个层序的低水位体系域或水进体系域联结起来构成统一的油气藏。

从盆地演化角度来看, 一个沉积盆地存在多个不整合面, 而这些不整合面又由于沉积间断的时间长短不同和受剥蚀的范围不同, 可区分为一般的不整合面和重大的不整合面。重大的不整合面, 其不整合面范围更大, 持续的时间更长, 其下的高水位体系域和其上的低水位体系域的相对高能环境的沉积物向盆地中心延伸得更远。孔、渗性更好, 因此, 重要的不整合面附近通常是沉积盆地中油气侧向运移的最重要通道和最好的聚集场所。如果再加上构造圈闭等条件, 将形成大型的油气藏。

通过前面对升平地区层序地层格架的研究, 认为本区深层的基岩顶面 (地震上相当于T5反射层界面) 和营城组顶面 (地震上相当于T4反射层界面) 是两个重大的不整合面。在升平地区, 这两个不整合面的形成过程中, 首先都经历了较长时间的区域抬升, 前期沉积的地层遭受风化、剥蚀, 容易形成风化壳, 使得储集性能变好;而后又都经历了较长时间的区域沉降, 由于可容纳空间和沉积物源的相互作用使得粒度较粗的沉积物在盆地边部沉积, 易于形成良好的储层, 随着较粗粒度沉积物的上倾尖灭, 再加上构造、断层、非渗透层的遮挡, 就可以形成上倾尖灭的地层超覆不整合圈闭。在此基础上, 对这两个不整合面进行了地层超覆圈闭的识别。首先, 对这两个界面, 在地震剖面上识别出上超点及确定超覆方向, 作出超覆点平面变化图, 然后将这些超覆点平面图按“三线一面”相交的原则叠合在相应的构造图上, 就得出了本区两个重大超层序界面的地层超覆圈闭平面分布图。在 T4反射层上共识别出超覆圈闭5个, 主要分布在升平地区的中部 (图6) 。

在T5反射层上共识别出超覆圈闭7个, 主要分布在工区的中部和下部 (图7) 。在T4 和T5上共识别出面积和幅度比较大的地层超覆圈闭12个, 圈闭总面积57.4 km2。其中, 升深2井在T4反射层上的升—24号圈闭 (2 880.0-2 904.0m井段) 做MFEⅡ测试, 日产气326 972 m3, 为高产工业气层 (如图6) ;升深2—1井在T4反射层上的升—23号圈闭 (2 860.0—2 995.0 m井段) 射开厚度67 m, 井自喷, 获日产气40.247×104 m3的高产气流。由此可以看出, 本文预测的地层超覆圈闭具有一定的可靠性, 表明升平地区深层具有良好的天然气勘探前景, 应进一步加大勘探力度, 提高深层地震资料质量, 以便更好地为井位部署和提高钻探成功率服务, 这对于松辽盆地北部地区研究具有重要意义。

3 结论

(1) 通过对升平地区深层的超层序界面、准层序组和准层序的研究, 共识别出五个超层序界面 (四个超层序) , 进而建立了升平地区深层的层序地层格架。

(2) 松辽盆地升平地区深层的基岩顶面 (SSB1) 和营城组与登娄库组的分界面 (SSB4) 是两个重要的不整合面, 不整合范围全区分布。SSB1是拉张断陷期巨层序的底界, SSB4是断坳转换期巨层序的底界面。

(3) 通过对SSB1、SSB4这两个重大不整合面特征的研究, 识别了两个不整合面上的地层超覆圈闭共12个, 预测了这两个不整合面上地层超覆圈闭的分布范围, 并且部分圈闭与实际勘探相符合, 为高产气层, 这对于本区的勘探部署具有实际作用。

北部湾盆地 篇8

前人对松辽盆地北部英台大安地区青山口组一段深水湖底扇特征的判断都是通过利用传统的地震地层学及等时切片等方法[1,2]。虽然这些方法能够识别出深水湖底扇特征, 但没有考虑沉积界面的问题, 也就是说识别出的深水湖底扇沉积的时期可能不是同一时期, 存在时间穿层效应。针对这种情况, 本文提出应用地震沉积学的地层切片技术进行松辽盆地北部英台大安地区青山口组一段深水湖底扇识别, 该方法考虑了沉积界面等时问题, 这对该区深水湖底扇特征的判断及其石油地质意义分析更具合理性。

1区域地质概况

英台大安工区位于黑龙江省肇源县和杜尔伯特蒙古族自治县境内, 区域构造位置位于松辽盆地北部中央坳陷区齐家—古龙凹陷南部, 西北部跨入龙虎泡—大安阶地, 其西侧为陡坡, 东侧为深坳陷区, 成为典型的坡折带。

在英台大安地区, 盆地发育明显的陡坡带, 具备形成深水湖底扇的坡度, 并受控于该区沉积古地形的控制 (图1) , 该区发育挠曲坡折带并存在一定的坡度, 尽管坡度不大, 但能具备形成湖底扇的古地貌背景[2]。

松辽盆地北部晚白垩世底部地层为青山口组和姚家组, 它们形成于松辽盆地演化的坳陷期, 此时是盆地发育的全盛时期。青一段经历了一次大的湖侵, 该时期湖盆面积较大, 沉积了一套富有机质的半深湖—深湖亚相黑色泥岩。

英台大安地区青一段深水扇体具备重力流性质, 可能属于西部英台扇三角洲前缘相带的砂体整体搬运并沉积于深水环境所形成, 主要分布在盆地内部扇三角洲前缘相带, 以河口坝和水下分流河道沉积作为物质基础。

2 地层切片技术原理及工作流程

2.1 地层切片技术原理

传统的切片方法包括等时切片和沿层切片 (水平切片) , 其中等时切片是沿某一固定地震旅行时对地震数据体进行切片显示, 切片方向是沿垂直于时间轴的方向, 适应于是席状并且是平卧状态的地层[3];沿层切片 (水平切片) 是沿某一个没有极性变化的反射界面的切片, 它更倾向于具有地球物理意义, 即沿着或平行于追踪地震同相轴所得的层位进行切片, 适应于是席状但并不是平卧状态的地层[4]。

地层切片技术就是以追踪的两个等时沉积界面为顶、底, 在顶、底间等比例地内插出一系列的层位, 再沿这些内插出的层位逐一生成切片。地层切片技术考虑了沉积速率随平面位置的变化, 比时间切片和沿层切片更加合理而且更接近于等时沉积界面, 它适应于地层既不是席状的也不是平卧的[4]。我们从图2中能看到在斜坡构造位置及三角洲前积发育的位置利用切片进行高频层序的沉积体系和沉积史研究时, 沿层切片沿着或平行于某个层位, 其位置往往穿越同相轴, 缺乏地质意义;而地层切片采用等比例内插的方法, 其切片位置与反射同相轴更加吻合, 因比而更接近于等时界面[3]。

从以上的分析, 我们看出地层切片的实现是在两个理想的条件下实现的: (1) 沉积的目的地层厚度达到了地震识别的要求; (2) 在地层中, 垂向上沉积速率不随时间变化。从第一个条件可以看出, 用地层切片研究沉积相, 并没有避开地震纵向分辨率的问题。这样对于薄层来说地震反射信息实际上是一系列薄层界面的综合响应, 利用地层切片进行沉积相研究时, 地层切片的密度不要太大。实现地层切片技术的第二个理想条件考虑了沉积速率随平面位置的变化而变化, 但忽略了沉积速率随时间的变化。事实上在陆相沉积中物源供给速率大多具有不同级次的周期性, 沉积速率随时间的变化是不容忽视的。

2.2 地层切片技术识别深水湖底扇工作流程

(1) 通过做人工合成记录, 进行层位标定, 对高精度地震资料进行层序地层格架的建立, 其中T2为青一段的底, T-qn2为青一段的顶, T11为姚家组的底, T-y2+3为姚家组二三段底界, T1为嫩江组的底界 (图3) 。

(2) 建立层序地层格架后, 对层位进行自动追踪解释, 最后插值到所需的密度。

(3) 产生地层切片。从图3中, 我们看到根据地层切片适用的地层状态, 对T2层拉平后, 在T2与 T-y2+3之间, 等比列的插出了10个地层切片, 图中显示的是其中的三个地层切片, 分别是地层切片D1, D2和D3。其中地层切片D1是属于青山口组一段的。

(4) 通过利用Landmark中的Geoprobe模块, 对已插出的地层切片做一系列的地震属性平面图, 通过对比, 以提取出最能反映深水湖底扇特征的属性。

3 深水湖底扇地球物理响应特征

地震属性是指地震数据中所包含的几何学、动力学、运动学或统计学特征。有些属性是直接可以从地震原始数据或地震剖面上看到和分析出来的, 有些属性是通过数学转化而提取的。这些属性有些参数对岩性储层环境敏感, 有些对储层孔隙中流体敏感, 有些有助于分析地下的异常体, 有些属性可以反映沉积旋回。

通过对地层切片D1做三维可视化的瞬时振幅属性平面图 (图4) , 发现瞬时振幅属性能最好地反映湖底扇的特征, 前面已经论述英台大安地区青一段沉积了一套富有机质的半深湖-深湖亚相黑色泥岩, 因此认为青一段深水扇体与厚层湖相泥岩在空间配置上存在较大的的波组抗差, 这样就决定了在一个地震剖面上砂岩和砂泥岩之间的振幅是最强的, 因此, 在青山口组一段相应地层切片的瞬时振幅属性平面图上深水扇体的振幅是比较强的。依据此规律, 我们从图4中看到, 图中的黄色表示很强的瞬时振幅, 蓝色表示很弱的瞬时振幅, 在英台大安青山口组一段的西部斜坡附近, 看到一个瞬时振幅较强的地质体, 认为是深水湖底扇;我们在进行井震结合进行判断, 英35这口井所对应的位置的瞬时振幅比较强, 在通过井震标定, 将深度域的测井、录井资料转换到时间域, 建立井震对应关系, 发现英台大安地区青一段深水湖底扇具有敏感的地震响应, 图5表现为强的反射波, 并对应于T2反射界面之上的一个强能量地震反射波 (图5) 。结合图4与图5, 我们可以在这个属性切片上看到明显的湖底扇。

4 结 论

(1) 对该区应用地层切片技术, 相对于以前所使用的技术方法, 能够识别出的同一时期沉积的湖底扇, 这样对于分析其石油地质意义更具合理性。

(2) 该区湖底扇有很好的地球物理响应特征, 通过对地层切片做三维可视化地震属性平面图, 结合测井钻井资料, 使得湖底扇形态的清晰度有了很大的提高。

摘要：利用地震沉积学的地层切片技术并结合钻井资料对英台大安地区青山口组一段的深水湖底扇特征进行识别。该方法适应于产状比较复杂的地层, 而且与传统的时间切片和沿层切片相比更加合理而且更接近于等时沉积界面。结果表明, 湖底扇具有敏感的地震响应, 在剖面上表现为强的反射波, 在地震属性的平面图上, 也表现为很强振幅特征。

关键词：地层切片技术,英台大安,地震属性,深水湖底扇

参考文献

[1]王建功, 王天琦, 张顺, 等.松辽坳陷盆地水侵期湖底扇沉积特征及地球物理响应.石油学报, 2009;30 (3) :361—366

[2]王建功.松辽盆地北部青山口组层序地层、沉积相与成藏条件研究.2007

[3]董春梅, 张宪国, 林承焰.有关地震沉积学若干问题的探讨.石油地球物理勘探, 2006;41 (4) :405—409

[4]林承焰, 张宪国, 董春梅.地震沉积学及其初步应用.石油学报, 2007;28 (2) :69—72