基于Biot-Stoll模型声速反演中的参数选择——以南海南部沉积物为例
鄂尔多斯盆地南部彬长区块延长组长6-长7段深水重力流沉积特征分析
第42卷 第2期2023年 3月 地质科技通报B u l l e t i n o f G e o l o g i c a l S c i e n c e a n d T e c h n o l o g yV o l .42 N o .2M a r . 2023萧高健,骆杨,刘洪平.鄂尔多斯盆地南部彬长区块延长组长6-长7段深水重力流沉积特征分析[J ].地质科技通报,2023,42(2):69-82.X i a o G a o j i a n ,L u o Y a n g ,L i u H o n g p i n g ,e t a l .C h a r a c t e r i s t i c a n a l y s i s o f d e e p w a t e r g r a v i t yf l o w s e d i m e n t s i n C h 6-C h 7S e c t i o n o f Y a n c h a ng F o r m a t i o n i n th e Bi n c h a n g B l o c k ,s o u t h e r n O r d o s B a s i n ,C h i n a [J ].B u l l e t i n o f G e o l o gi c a l S c i e n c e a n d T e c h n o l o -g y,2023,42(2):69-82.鄂尔多斯盆地南部彬长区块延长组长6-长7段基金项目:国家自然科学基金项目(41902147)作者简介:萧高健(1988 ),男,现正攻读石油与天然气工程专业博士学位,主要从事油藏精细描述研究工作㊂E -m a i l :g jx i a o @c u g.e d u .c n 通信作者:骆 杨(1982 ),男,副教授,主要从事油气田开发地质研究工作㊂E -m a i l :l u o y a n g0802@163.c o m 深水重力流沉积特征分析萧高健1,骆 杨1,刘洪平2(1.中国地质大学(武汉)构造与油气资源教育部重点实验室,武汉430074;2.长江大学地球科学学院,武汉430100)摘 要:鄂尔多斯盆地南部彬长区块的延长组长6-长7段发育厚层无沉积构造的块状砂岩,具有良好的油气显示和开发效益,然而关于该套砂岩的形成机制尚不清晰㊂确定长6-长7段砂岩的沉积相及沉积模式,对于该套低渗砂岩储层 甜点 形成机制的理解, 甜点 分布模式的预测,以及后续勘探开发都具有重要的指导意义㊂对彬长区块36口取心井的长6-长7段1024m 长的岩心进行了沉积学特征描述,结合粒度分析资料及地质制图分析,确定了该套厚层砂岩的沉积相及沉积模式㊂结果表明:鄂尔多斯盆地南部彬长区块的延长组长6-长7段砂岩共发育15种岩相和3种主要沉积微相类型,即:砂质碎屑流㊁浊积岩和震积滑塌岩微相,以及它们在空间上的3类组合关系㊂其深水重力流沉积模式可以概括为扇根(坡折带斜坡上半部分)的震积滑塌相-砂质碎屑流亚相(沉积组合)㊁扇中(斜坡中下部位-坡脚)的砂质碎屑流-浊积岩沉积亚相(沉积组合)和扇端(坡脚-盆底)浊积砂等亚相(沉积组合)㊂通过对彬长区块延长组长6-长7段发育的致密砂岩沉积特征的分析与讨论,确定了该厚层块状砂岩的主要沉积相及沉积微相的特征及分布,为致密砂岩储层的高效开发及 甜点 预测提供了科学依据与良好借鉴㊂关键词:鄂尔多斯盆地;彬长区块;长6-长7段;砂质碎屑流;重力流沉积物中图分类号:P 588.2 文章编号:2096-8523(2023)02-0069-14 收稿日期:2021-09-01d o i :10.19509/j .c n k i .d z k q.2022.0135 开放科学(资源服务)标识码(O S I D ):C h a r a c t e r i s t i c a n a l y s i s o f d e e p w a t e r g r a v i t y fl o w s e d i m e n t s i n C h 6-C h 7S e c t i o n o f Y a n c h a n g F o r m a t i o n i n t h e B i n c h a n g Bl o c k ,s o u t h e r n O r d o s B a s i n ,C h i n aX i a o G a o j i a n 1,L u o Y a n g 1,L i u H o n g p i n g2(1.K e y L a b o r a t o r y o f T e c t o n i c s a n d P e t r o l e u m R e s o u r c e s ,C h i n a U n i v e r s i t y of G e o s c i e n c e s (W u h a n ),W u h a n 430074,C h i n a;2.S c h o o l o f G e o s c i e n c e s ,Y a n g t z e U n i v e r s i t y,W u h a n 430100,C h i n a )A b s t r a c t :M a s s i v e s a n d s t o n e w i t h o u t s e d i m e n t a r y s t r u c t u r e i s d e v e l o pe d i n t h e C h 6-C h 7S e c t i o n of Y a n -c h a ng F o r m a t i o n i n th e Bi n c h a n g B l o c k ,S o u t h e r n O r d o s B a s i n ,w h i c h h a s a g o o d o i l a n d g a s s h o w ,go o d p r o d u c t i v i t i e s a n d g o o d e x p l o r a t i o n a n d d e v e l o p m e n t p r o s pe c t .H o w e v e r ,t h ef o r m a t i o n m e c h a n i s m o f t h eh t t p s://d z k j q b.c u g.e d u.c n地质科技通报2023年s a n d s t o n e i s s t i l l i n d i s p u t e.I t i s o f g r e a t s i g n i f i c a n c e t o d e t e r m i n e t h e s e d i m e n t a r y f a c i e s a n d s e d i m e n t a r y m o d e l o f t h e s a n d s t o n e i n C h6-C h7S e c t i o n i n o r d e r t o a n a l y z e t h e f o r m a t i o n m e c h a n i s m o f s w e e t s p o t i n t h e l o w p e r m e a b i l i t y s a n d s t o n e r e s e r v o i r s,t o p r e d i c t t h e s w e e t s p o t d i s t r i b u t i o n m o d e l a n d g u i d e t h e s u b-s e q u e n t e x p l o r a t i o n a n d d e v e l o p m e n t.I n t h i s p a p e r,15l i t h o f a c i e s a n d3m a i n t y p e s o f s e d i m e n t a r y m i c r o-f a c i e s,n a m e l y,s a n d y d e b r i s f l o w,t u r b i d i t e a n d s e i s m i t e s l u m p m i c r o f a c i e s,h a v e b e e n i d e n t i f i e d b y u s i n g a l a r g e a m o u n t o f c o r e s e d i m e n t a r y d e s c r i p t i o n d a t a,g r a i n s i z e a n a l y s i s d a t a a n d g e o l o g i c a l m a p p i n g a n a l y-s i s,a n d t h e s e t h r e e k i n d s o f s e d i m e n t a r y a s s e m b l i e s i n s p a c e.T h e d e e p w a t e r g r a v i t y f l o w d e p o s i t i o n m o d e l i n t h e C h6-C h7S e c t i o n c a n b e s u mm a r i z e d a s t h e s u b l a c u s t r i n e f a n m o d e l a n d c a n b e d i v i d e d i n t o t h r e e s u b f a c i e s o r a s s e m b l i e s:t h e u p p e r f a n s u b f a c i e s d o m i n a t e d b y t h e a s s e m b l y o f s e i s m i t e-s l u m p a n d s a n d y d e b r i s f l o w,t h e m i d-f a n s u b f a c i e s d o m i n a t e d b y t h e a s s e m b l y o f t h e s a n d d e b r i s f l o w-t u r b i d i t e m i-c r o f a c i e s a n d t h e l o w e r-f a n s u b f a c i e s d o m i n a t e d b y t u r b i d i t e f l o w-b a s i n p l a i n m i c r o f a c i e s a s s e m b l y.K e y w o r d s:O r d o s B a s i n;B i n c h a n g B l o c k;C h6-C h7s e c t i o n;s a n d y d e b r i s f l o w;g r a v i t y f l o w s e d i m e n t深水沉积是油气勘探的新领域,被全世界石油工业界所关注[1-2]㊂近年来,国际上在美国墨西哥湾,南美巴西㊁西非和东非的大西洋及印度洋沿岸地区[3],以及我国南海地区和我国大多数陆相深水湖盆,均发现了大量的常规及非常规油气资源[4-5],促进了深水勘探的不断加强㊂同时,随着多种重力流理论的提出,国内外学术界关于深水重力流沉积物的研究也有了很大的进步[6]㊂沉积物重力流理论经历了早期以鲍马序列[7-8]为核心的浊流沉积及湖底扇沉积模式阶段[9-11],到以砂质碎屑流理论为主导的深水斜坡扇沉积模式阶段[12-13],以及近年来的以异重流为核心的水道-湖底扇沉积模式的演化[14]㊂这些理论与模式在解释过去在盆地中心深水部位遇到的许多无法解释的沉积现象中发挥了重要作用㊂M i d d l e t o n等[15]根据支撑机制将深水重力流沉积物划分为4种类型:颗粒流㊁沉积物液化流㊁碎屑流与浊流,并统称为浊积岩,因而导致深水浊积砂岩的广泛分布㊂L o w e[16-17]在1979和1982年提出了基于流变学和支撑机制的重力流沉积物分类,提出了高密度和低密度浊流的概念,认为两者均属于液体流㊂M u l d e r等[18-19]根据流体的物理性质和颗粒搬运机制,提出了一种新的沉积物重力流分类方案,该方案根据沉积物重力流是否具有黏结性,将其划分为黏结流和摩擦流两大类;再根据颗粒含量和支撑机制将摩擦流进一步细分为超高密度流㊁高密度流和浊流3类㊂这些分类虽然划分出了不同密度流,但不同密度浊流的密度(或沉积物浓度)界限完全不统一,且流体类型也不完全相同,因而产生了争议[20]㊂事实上,大多数学者已经意识到影响流体流变学性质的主要因素是沉积物的浓度,其次还包括一些次要因素㊂当沉积物的浓度增加到一定程度,其流变性将趋向于从牛顿型向塑性㊁从紊流到层流的变化,而其搬运及沉积机制(支撑机制)不仅有浊流(紊流),也还有其他的形式(如内聚强度㊁摩擦强度及浮力)㊂浊流是一种流动状态为紊流的牛顿型流体,紊流是浊流的根本特征㊂而非紊流的高浓度沉积物不能定义为浊流沉积㊂因此,厚层深水重力流沉积物中真正意义上的浊流沉积并非浊流沉积㊂S h a n m u g a m等[12-14]是最早意识到早期浊积沉积中所谓的高密度浊流存在沉积机制解释的矛盾,因此,他们在对野外露头观察及岩心分析的基础上结合室内实验,提出了砂质碎屑流的概念,并将沉积物重力流划分为牛顿流体(浊流)和塑性流体(砂质碎屑流),强调了流变学在深水重力流沉积物分类中的重要性,否认L o w e r[16-17]将浊流分为高密度浊流与低密度浊流的观点,并提出了砂质和泥质碎屑流,认为浊流只有低密度而无高密度㊂所谓高密度浊流实际上是砂质碎屑流成因,其塑性流型和层流流态的流变学特征与低密度浊流的牛顿型流体及紊流流态的流变学特征的搬运及沉积机制是完全不同的㊂因此,深水大量发育的厚层块状砂岩存在多种成因机制[21]㊂其中低密度浊流才是真正意义上的浊流,高密度浊流从流变学特征上应该属于砂质碎屑流沉积㊂多种流动机制(滑动㊁滑塌㊁碎屑流和浊流,甚至包括牵引流)共同组成了深水沉积物重力流的沉积机制,这种机制能够较好地解释现有的沉积相分布规律㊂由此可见,在深水重力流沉积物中,真正的浊流沉积所占比例应该较小,而绝大部分为砂质碎屑流与底流改造沉积物[12]㊂鄂尔多斯盆地南部上三叠统延长组长6-长7段的深湖相中广泛发育厚层块状砂岩[22-24]㊂近年来,在深湖相厚层块状砂岩中,发现了包括彬长区块在内的多个千万吨级储量油田,表明深湖相厚层块状砂岩在鄂尔多斯盆地南部具有重要勘探价值㊂同时,这类过去普遍被解释为浊积砂砂体的成因机制和沉积模式也被许多沉积学者所关注㊂在21世纪初,有学者认为这套块状砂体是辫状河三角洲前缘水下分流水道沉积[25-26],同时,也有许多学者认为是07第2期 萧高健等:鄂尔多斯盆地南部彬长区块延长组长6-长7段深水重力流沉积特征分析深湖浊积扇(湖底扇)及震积岩沉积[22-24]㊂还有个别学者认为鄂尔多斯盆地南部长7段主要发育以等深流㊁内波㊁内潮汐为主要类型的深水牵引流沉积[27]㊂2009年之后,随着砂质碎屑流理论的引入,有不少学者[28-34]认为是砂质碎屑流沉积㊂近年来,随着异重流理论的引入,研究者认为鄂南长6-长7厚层块状砂岩的主要形成机制是异重流沉积[32,35-37]㊂也有学者对比分析了异重流和滑塌型重力流的沉积特征,并总结了识别标准[38],但总体来讲,关于鄂尔多斯盆地南部长6-长7段深水重力流沉积成因的认识仍未统一,从而制约了彬长区块延长组的油气勘探与开发㊂因此,笔者将针对彬长区块长6-长7段的厚层块状砂岩的成因及分布模式开展分析;对工区36口取心井长6-长7段1024m 长的岩心进行沉积学特征的观察,并结合测井相分析以及砂体形态分析等资料,对彬长区块长6-长7段砂体的深水重力流沉积特征㊁沉积微相及沉积组合和沉积模式进行分析,为彬长区块长6-长7段致密砂岩 甜点 储层评价,以及进一步指导勘探和开发提供地质认识基础㊂1 地质背景鄂尔多斯盆地北与河套盆地为邻,南接渭北隆起,东邻晋西挠褶带与吕梁隆起呼应,西缘以冲断构造带与六盘山对峙,主体位于伊陕斜坡带㊂内部构造简单,为平均地层坡度不足1ʎ的不对称西倾单斜构造[39-41]㊂可划分为伊陕斜坡㊁天环凹陷㊁伊盟隆起㊁晋西挠褶带㊁渭北隆起,以及西部盆缘逆冲带六大构造单元㊂研究区彬长区块位于鄂尔多斯盆地渭北隆起和伊陕斜坡结合部位(图1-a)㊂盆地在晚三叠世主要发育延长组地层,自下而上划分为5个岩性段㊁10个油层组(图1-b )㊂其中长6-长7段为湖盆扩展发育阶段,在盆地南部普遍发育半深湖㊁深湖相沉积[42]㊂在盆地中心半深湖㊁深湖沉积环境中广泛发育厚层块状砂岩(厚度20~60m ),具有良好油气显示,钻井揭示具有较好的产能㊂鄂尔多斯盆地古地貌在长7-长6段具有 南陡北缓㊁西陡东缓 的特点[29,43]㊂在长7沉积期,印支运动导致西秦岭快速隆升造山,受其影响在盆地a .彬长区块地理位置图;b .地层柱状剖面图图1 鄂尔多斯盆地南部彬长区块区域图F i g .1 R e g i o n a l p l a n o f t h e B i n c h a n g Bl o c k i n t h e s o u t h e r n O r d o s B a s i n 17h t t p s://d z k j q b.c u g.e d u.c n地质科技通报2023年西南缘的古生代碳酸盐岩及砂泥岩地层被挤压隆起,隆起过程中同时伴随着地震以及火山活动,导致砂岩中碳酸盐岩和凝灰岩岩屑含量较高㊂湖盆 南陡北缓 样式的加剧,以及半深湖㊁深湖环境,为鄂尔多斯盆地南部发育多种深水重力流沉积提供了有利的大地构造背景[39-45]㊂2彬长区块长7-长6段深水重力流岩石相及沉积微相2.1岩性及岩石相对长6-长7段16口井共177个样品的砂岩薄片分析数据的统计分析表明,岩性主要为细粒长石岩屑砂岩和岩屑长石砂岩㊂石英颗粒体积分数平均为48.02%;长石颗粒体积分数平均为28.05%;岩屑颗粒体积分数平均为23.43%㊂砂岩成分成熟度低㊂砂岩中碳酸盐岩屑体积分数平均为0.5%㊂砂岩颗粒呈线接触凹凸接触,颗粒磨圆为次棱-次圆,分选中等,砂岩结构成熟度中-差㊂砂岩中泥质杂基体积分数变化在0.5%~18%之间,平均为5.15%㊂胶结物体积分数平均为7.8%,主要为碳酸盐胶结物㊂对彬长区块34口井,长度约1024m的岩心进行了详细观察,在长6-长7段识别出了细砂岩㊁粉砂岩和泥质岩类三大类岩石相㊂根据沉积构造类型,细砂岩岩相进一步划分为:①块状层理细砂岩相(S f m);②含泥砾块状细砂岩相(S f m f c);③反递变层理细砂岩(S f i g b);④似平行层理细砂岩相(S f p l);⑤平行层理细砂岩相(S f p);⑥含泥质底砾的细砂岩岩相(S f t m c);⑦递变层理细砂岩相(S f n g);⑧负载构造细砂岩相(S f l s);⑨液化构造细砂岩相(S f l i q);⑩滑塌变形构造细砂岩相(S f d)㊂本研究将粉砂岩岩相划分为波状交错纹理粉砂岩相(S s w)㊁水平纹理粉砂岩相(S s p l)和滑塌变形构造粉砂岩相(S s d);将泥质岩岩相划分为油页岩相(M o s h)和深灰色泥岩相(M)等15小类岩石相(表1)㊂通过对上述岩石相沉积特征及组合特征进行分析,可以确定其主要的沉积机制及沉积微相,为建立该地区长7-长6段的深水重力流沉积模式提供依据㊂表1彬长区块长6-长7段岩石相特征T a b l e1 L i t h o f a c i e s c h a r a c t e r i s t i c s o f C h6-C h7S e c t i o n o f t h e B i n c h a n g B l o c k岩性岩石相代码沉积特征沉积解释细砂岩粉砂岩泥质岩块状层理细砂岩相S f m灰色㊁褐色,细粒,均质,块状,泥质含量低,砂质较纯㊂底部突变接触,或见滑动剪切构造,顶面突变接触或浊积成因的砂泥薄互层㊂含油性较好含泥砾细砂岩相S f m f c灰色㊁灰褐色,块状,砂岩中上部含伸长状或浑圆状泥砾,漂浮顺层分布,含油性较好反递变细砂岩S f i g b灰白色,下部为泥质含量较高的泥质细砂岩,致密,含油性较差,上部为块状细砂岩,泥质含量低,物性好,粒级明显呈反递变特征似平行层理细砂岩S f p l灰白,灰褐色,层理面隐约断续平行状,似平行层理含撕裂泥砾细砂岩相S f t m c灰色,块状,位于块状砂岩底部,底部侵蚀接触,砂岩中含伸长状两端卷曲的撕裂泥砾,平行/紊乱分布,为浊流沉积产物平行层理细砂岩相S f p灰白,灰褐色,平行层理,薄砂泥互层中出现,鲍马序列中的B段递变层理细砂岩相S f g b灰白色,层薄,小于20c m,正递变,鲍马序列A段㊂底部可见槽模构造负载构造细砂岩S f l s灰白色,砂岩底部发育负载㊁火焰状㊁球状㊁挤入㊁枕状㊁底劈构造㊁布丁构造㊁环形层构造㊂差异负载沉降㊁垂直应力剪切等作用形成液化构造细砂岩S f l i q灰白色,碟状构造,沙火山㊁液化泄水构造㊁液化卷曲构造㊁液化角砾㊁液化水压构造等㊂由地震滑塌过程中的液化作用形成滑塌变形构造细砂岩相S f d浅灰色㊁灰白色变形层理细砂岩,可见包卷变形层理构造和地震活动标志,如:微褶皱㊁微断层㊁液化卷曲构造等,为地震滑塌过程中变形作用的产物波状及透镜状层理粉砂岩相S s w浅灰色㊁灰色,砂泥薄互层,厚度5~10c m,波状及透镜状层理,鲍马序列C段水平纹理粉砂岩相S s p l灰色,浅灰色,水平纹理发育,鲍马序列D段滑塌变形构造粉砂岩相S s d灰黑色泥质粉砂岩,砂泥岩薄互层,可见包卷层理和微地震标志,为地震滑塌形成油页岩M o s h灰黑色,水平纹理发育㊂高G R㊁高电阻率㊁高声波和高中子㊁低密度深灰色泥岩相M深灰色,块状,水平层理,含植物碎屑㊂鲍马序列E段砂质碎屑流(塑性流型㊁层流流体)浊流牵引流浊流牛顿型流体震积-液化-滑动-滑塌作用牵引流(底流)滑塌作用悬浮沉积27第2期 萧高健等:鄂尔多斯盆地南部彬长区块延长组长6-长7段深水重力流沉积特征分析2.2深水重力流沉积物的沉积微相2.2.1 砂质碎屑流微相沉积特征砂质碎屑流沉积物主要岩石相类型主要有S f m ,S f m f c ,S f i g b 和S f pl 等㊂砂岩类型为细粒岩屑长石砂岩和长石岩屑砂岩(图2)㊂块状层理细砂岩相(S f m ),灰色㊁褐色,细粒,均质,块状构造,泥质含量低,砂质较纯㊂含油性较好㊂底部突变接触,无侵蚀现象,为砂体滑动作用的产物(图2-a)㊂顶面突变接触或浊积成因的砂泥薄互层(图2-b )㊂S h a n m u ga m [12]认为由于 滑行效应 的存在,即使地形坡度很缓的情况下,砂体也可以搬运到很远的深湖相㊂砂岩底部的剪切破裂,反映砂体滑动过程中产生了剪切,形成了低角度剪切破裂㊂S f m 被认为是砂质碎屑流中的具有多种支撑机理(例如,黏性强度㊁摩擦强度及浮力)的典型岩石相㊂含砾细砂岩相(S f m f c ),灰色㊁灰褐色,块状㊂含油性较好㊂块状砂岩中上部可见零散分布的含伸长状泥岩碎片/泥砾,直径为2~6c m ,呈漂浮状,且有伸长撕裂现象,两端呈尖灭状,有顺层分布的趋势,也可见漂浮的石英砾石和碎屑出现(图2-c ~f )㊂块状砂岩中出现的砾岩漂砾,反映了砂质碎屑流的塑性流体性质,也就是说砂质碎屑流砂体在搬运过程中,砂体前缘浊流对下部泥岩进行了侵蚀,产生了大量撕裂的泥屑,并被裹进砂体中,受到塑性流体内部结构强度的阻碍,撕裂的泥屑在层流牵引下,顺层分布在砂质碎屑流中上部㊂a .块状层理细砂岩(S f m ),J H 8井,长7段,底部突变接触,滑动作用形成;b .块状层理细砂岩(S f m ),JH 9井,长6段,A 为块状砂岩,B 为砂岩底部的滑动剪切带;c ~g .含(泥)砾细砂岩(S f m f c),撕裂状的泥砾顺层分布在块状砂岩中;c .J H 7井,长712小层;d .J H 8井,长632小层;e ,f .J H 9井,长632小层;g .J H 2井,长711小层;h .反递变细砂岩(S f i g b ),J H 9,长721小层,基质强度阻碍沉降而形成;i .似平行层理细砂岩(S f pl ),J H 7,长722小层,A 为砂质碎屑塑性层流沉积产物,B 为流动分层产生的浊流沉积图2 砂质碎屑流主要岩石相F i g .2 M a i n l i t h o f a c i e s o f s a n d y de b r i sf l o w 反递变细砂岩(S f i gb ),灰白色,下部为泥质含量较高的泥质细砂岩,致密,含油性较差(图2-h )㊂上部为块状细砂岩,泥质含量低,中部为泥质细砂岩,下部为泥质粉砂岩,粒级明显呈反递变特征㊂这种反粒序的成因机制一般解释为是由于砂质碎屑流的基质强度阻碍了颗粒沉降而形成的㊂似平行层理细砂岩(S f pl ),灰白色,灰褐色,层理面隐约为断续平行状,为似平行层理(图2-i)㊂砂岩37h t t p s ://d z k j q b .c u g.e d u .c n 地质科技通报2023年的含油显示顺纹理断续出现,显示出似平行层理的特征㊂这种层理被解释为砂质碎屑层流流态下的沉积产物㊂从流变学角度来看,砂质碎屑流为塑性流体,既表现为重力流,又表现为层状流特征㊂所以,砂质碎屑流的C -M 粒度分布图显示出重力流特征,在粒度累积概率曲线可见不明显的牵引流特征,但主要是重力流整体搬运沉积特征(图3)㊂C 为累积曲线上颗粒含量1%处对应的粒径;M 为累积曲线上颗粒含量50%处对应的粒径图3 彬长区块长6-长7段砂岩粒度曲线F i g .3 S a n d s t o n e g r a i n s i z e c u r v e o f C h 6-C h 7S e c t i o n o f t h e B i n c h a n g Bl o ck a .浊积席状砂,鲍马序列A B C -B C -A E ,J H 4井,长632小层;b .浊积席状砂,J H 4井,长721小层图4 砂质碎屑流底部的浊积水道F i g .4 T u r b i d i t y c h a n n e l a t t h e b o t t o m o f t h e s a n d y de b r i sf l o w 砂质碎屑流砂体的单砂体厚度一般大于0.5m ,最大可达数十米,平均8m 左右㊂横向变化快;砂岩填隙物主要为杂基(水云母)和胶结物,其中杂基体积分数为5.15%左右,为砂质碎屑流提供了基质强度㊂2.2.2 浊积岩微相长6-长7段普遍发育流态为紊流的浊流沉积,主要岩石相类型主要有S f t m c ㊁S f g b ㊁S f p㊁S s w ,S s pl 和M 等㊂严格意义上讲,真正的浊积岩相只有递变层理细砂岩相(S f g b )和含底砾细砂岩相(S f t m c )㊂平行层理细砂岩相(S f p )㊁波状-透镜状层理粉砂岩相(S s w )㊁水平纹理粉砂岩相(S s h )和深灰色泥岩相(M )等岩石相属于牵引流沉积产物㊂牵引流既可以是由于砂质碎屑流沉积物浓度变稀而转化过来,也可以是盆地深湖环境中发育的底流或等深流而形成[12]㊂这些岩相与S f g b 或S f t m c 一起构成了浊积岩沉积序列,即鲍马序列㊂鲍马序列是在一次浊流沉积事件过程中形成的,可以是完整的,也可以是不完整的[8]㊂因此,将这些岩石相归为浊积岩序列㊂含底砾细砂岩相(S f t m c )是该地区比较特殊的反映浊积沉积的岩石相(图4)㊂该岩石相为灰白色细砂岩,砂岩中普遍发育撕裂状的泥砾,呈伸长状,2~5c m ,两端呈卷曲状,呈紊流状分布,为砂质碎屑流底部由于流动分层作用,在砂体底部形成高能浊流,对下部底形的刻蚀,流体呈紊流态,撕裂的泥砾被紊流翻滚而形成紊流状分布(图4-a ,b)㊂总体来看,浊流形成的浊积岩主要有以下特征:(1)薄层细砂岩中可见向上变细的正递变层理㊂正递变的形成是由于浊流内部的颗粒是由紊流支撑,当浊流速度减缓或内部水流扰动强度降低时,内47第2期 萧高健等:鄂尔多斯盆地南部彬长区块延长组长6-长7段深水重力流沉积特征分析部的颗粒将发生沉积㊂在重力作用下,大和重的颗粒首先沉降,然后是细或轻的颗粒,从而在其沉积物中产生正粒序㊂(2)递变层理砂岩常以砂泥岩薄互层形式出现,构成多个韵律层,侧向延伸稳定,厚度变化小,单砂层厚度从数厘米至数十厘米不等,为浊积席状砂沉积,最大不超过0.5m (图5)㊂(3)发育正递变层理的砂岩可与上覆具平行㊁波状纹理和水平纹层的细砂岩㊁粉砂岩和泥岩一起构成完整或不完整的鲍马序列,常见各种组合类型,如图4-a 中的A B C -B C -A E 组合和图6中的B C D E -B E 组合㊂(4)砂岩底部不平整,岩性突变,常发育槽模构造(图7),与部分砂枕㊁砂球㊁火焰等准同生构造共生㊂图5 递变层理浊积席状砂(J H 21井,长622小层)F i g .5 T u r b i d i t e s a n d s t o n e s h e e t i n g r a d e d b e d d i n g(C h 622o f W e l l J H 21)S f p .平行层理细砂岩相;M m h .暗色油页岩相;S s h .交错层理砂泥互层相;S s w .波状及透镜状层理粉砂岩相图6 不完整鲍马序列B C D E 段及B E 段组合(J H 11井,长711小层,浊积席状砂,底部刻蚀,见槽模)F i g .6 S u p e r i m po s i t i o n o f B C D E a n d B E s e c t i o n c o m -b i n a t i o n s i n t h e i n c o m p l e t e B o u m a s e qu e n c e (C h 711o f W e l l J H 11,t u r b i d i t e s a n d s h e e t w i t hb o t t o m e r o s i o n ,gr o o v e a n d c h u t e)图7 砂岩底面槽模构造(J H 1井,长6段)F i g.7 G r o o v e a n d c h u t e s t r u c t u r e a t t h e b o t t o m o f s a n d s t o n e (C h 6o f W e l l J H 11)(5)泥质漂砾呈现出紊乱的分布现象(图4)㊂(6)从粒度曲线看,经典浊积岩在C -M 图上表现为平行于C -M 基线的直线段,反映了重力流的特征㊂2.2.3 震积滑塌岩微相滑塌岩是在深水环境中受滑动和滑塌作用形成的滑塌变形体㊂深水环境存在滑动㊁滑塌㊁碎屑流和浊流等多种重力驱动作用,将沉积物从陆架边缘沿斜坡向下搬运至深水斜坡和盆地环境[12]㊂长6-长7段滑塌岩的特征为砂泥混杂并存在多种液化变形构造,此外,砂泥混杂的滑塌岩中还经常可见震积岩的特点,例如存在微褶皱㊁微断层㊁布丁构造㊁环形层㊁沙火山㊁泄水脉㊁液化水压构造以及各种负载构造等㊂这些特征表明,滑塌岩的形成是由地震触发,在滑塌-沉积过程中受到地震作用的改造[46]㊂因此,我们将具有滑塌和震积特征的变形体称之为震积滑塌岩,它是砂质碎屑流-浊流发育的开始㊂震积滑塌岩微相的主要岩石相类型有:负载构造粉细砂岩(S f l s )㊁液化构造粉-细砂岩(S f l i q )和滑塌变形构造粉细砂岩相(S f d )㊂负载构造细砂岩(S f l s )为灰白色,砂岩底部发育球枕状构造(图8-a ,b )㊁火焰状构造(图8-c )㊁挤入构造(图8-d )㊁布丁(又称为 石香肠 )构造(图8-e )和环形层构造(图8-f),为砂岩快速滑动沉积过程中,差异沉降且在差异沉降过程中产生垂向剪切作用而形成㊂负载构造细砂岩(S f l s )岩石相存在许多震积岩特征,例如,微褶皱㊁微断层㊁地震混合岩等(图8)㊂布丁构造(石香肠)以及环形层构造均发育在砂泥互层的背景下,受到垂向挤压应力的作用,塑性岩石(泥岩)垂向挤压相对刚性的砂岩层段,产生水平方向的拉伸,垂向剪切破裂而形成布丁(石香肠)构57h t t p s ://d z k j q b .c u g.e d u .c n 地质科技通报2023年图8 彬长区块长6-长7段典型负载构造细砂岩(S f l s )岩心照片F i g .8 P h o t o g r a p h s o f f i n e s a n d b l o c k i n t y p i c a l s e d i m e n t a r y l o a d s t r u c t u r e s i n C h 6-C h 7S e c t i o n o f t h e B i n c h a n g Bl o ck 图9 彬长区块长6-长7段典型液化构造细砂岩(S f l i q )岩心照片F i g .9 P h o t o g r a p h s o f f i n e s a n d b l o c k i n t y p i c a l l i q u e f i e d s t r u c t u r e s i n C h 6-C h 7S e c t i o n o f t h e B i n c h a n g Bl o c k 造㊂如果是薄砂泥纹层的条件下,则形成环形层构造㊂这种形成布丁构造(石香肠)或环形层构造的垂向应力主要来自于地震的垂向震动,因此,这类构造反映的是滑塌岩受到地震作用的影响㊂液化构造细砂岩(S f l i q )为灰白色,发育各种与地震滑塌-液化有关的沉积构造类型,如:碟状构造(图9-a ),沙火山(图9-b )㊁液化水压构造(图9-c)㊁液化卷曲及底劈构造(图9-d ,g,h )㊁液化泄水脉(图9-f )㊁液化挤入构造(图9-i )㊁液化角砾(图9-e)等㊂这些沉积构造均为坡折带沉积物受地震触发产生滑动,在滑塌过程中砂岩不断液化,在液化作用下形成㊂这类沉积构造发反映了地震作用下的滑塌及液化作用,是滑塌岩的主要标志㊂滑塌变形构造粉砂岩(S s d )和滑塌变形构造细砂岩相(S f d ),灰黑色,泥质粉砂岩,细砂岩㊁砂泥岩薄互层,砂泥岩可见包卷弯曲变形,为沉积物滑塌形成㊂另外,受地震触发及地震改造的影响,这类砂岩常见震积岩标志,例如:地震混合岩(图10-a)㊁微褶67第2期 萧高健等:鄂尔多斯盆地南部彬长区块延长组长6-长7段深水重力流沉积特征分析皱(图10-b ,d ,e )㊁微断层(图10-c )㊁震裂岩(图10-c);此外,还可见砂岩液化及变形和差异负载构造,也反映了地震活动的影响是砂质碎屑流的触发机制㊂图10 彬长区块长6-长7段典型滑塌变形构造粉砂岩(S s d )岩心照片F i g .10 P h o t o g r a p h s o f c o r e s i n t y p i c a l c o l l a p s e d e f o r m a t i o n s t r u c t u r e s i n C h 6-C h 7S e c t i o n o f t h e B i n c h a n gB l o cka .砂质碎屑流-滑塌沉积组合,J H 2,长711小层;b .砂质碎屑流-浊积沉积组合,J H 7井,长711小层图11 彬长区块长6-长7段常见的砂质碎屑流㊁浊积岩及滑塌微相组合类型F i g .11 C o mm o n t y p e s o f s a n d y d e b r i s f l o w ,t u r b i d i t e a n d c o l l a p s e m i c r o f a c i e s i n C h 6-C h 7S e c t i o n o f t h e B i n c h a n g Bl o c k 3 彬长区块长7-长6段深水重力流沉积组合及沉积模式3.1彬长区块长7-长6段深水重力流沉积沉积组合根据大量岩心及粒度分析资料,识别了3类沉积微相,研究不同微相的组合形式以及空间分布规律,对于理解沉积物形成的过程具有重要意义㊂根据岩心分析结果,识别了3种主要垂向沉积微相组合类型:①震积滑塌相-砂质碎屑流沉积组合(图11-a );②砂质碎屑流浊积岩相(浊积席状砂和浊积水道)沉积组合(图11-b );③浊流和深湖相组合㊂由于地震以及古地貌坡折是震积岩发育的基本77。
石油工程设计大赛采油单项组
团队编号：19194052第九届中国石油工程设计大赛方案设计类采油气工程单项组完成日期 2019 年 4 月 17 日中国石油工程设计大赛组织委员会制作品简介本方案为XX油田采油气工程方案，根据SY/T 6081-2012《采油工程方案设计编写规范》，应用Meyer压裂模拟软件完成了对该区T井压裂方案的设计，应用自编软件“压裂液返排优化设计系统”，对压裂液返排进行优化，应用pipesim软件完成了采油气工程方案设计，全文共10个章节。
第1章节为油田概况。
本章介绍了油田地理位置、地层情况、构造和储层特征，温度、压力数据，以及实验和现场获得地层、原油、天然气参数。
第2章为完井设计。
本章分析了常用完井方式的优缺点、计算了井筒出砂情况，并在此基础上依据油田经验选择了套管射孔完井方式。
第3章为套管设计。
本章在所给井深结构的基础上，根据SY 5724-2008 《套管柱强度与结构设计》和《API 套管强度数据》对套管进行优选。
第4章为射孔工艺设计，本章基于为达到最大油井产能的目的，对影响射孔参数的各因素进行分析，优选了射孔参数，对射孔后的套管强度进行了校核，对射孔配套设备做出了选择；根据储层特性，以保护储层的原则，对射孔液类型进行优选。
第5章为压裂设计，本章利用Meyer软件对施工参数和泵注程序进行了优化设计，并利用自编软件“压裂液返排优化设计系统”对压裂液的返排进行了优化。
第6章将为采油采气设计。
生产阶段分为自喷阶段和人工举升阶段。
自喷阶段利用pipesim软件，建立生产系统模型，模拟生产阶段，设计出合理的油管尺寸和油嘴尺寸；人工举升采用的是有杆泵举升方式，并对有杆泵举升方式的设备做出了选择。
第7章为防蜡、防腐设计。
防蜡设计是根据原油高含蜡的特点，分析了蜡的形成机理，清、防蜡的方法，预测了蜡开始析出的井深，并作出了具体的清、防蜡措施；防腐设计主要介绍了油田上常见的油套管腐蚀机理和影响因素，提出了具体的防腐措施。
南海北部似海底反射层速度结构全波形反演
第32卷 第2期物探化探计算技术2010年3月收稿日期:2009-02-05 改回日期:2009-12-29文章编号:1001 1749(2010)02 0182 06南海北部似海底反射层速度结构全波形反演霍元媛1,张 明2(1.中石化华北分公司勘探开发研究院,郑州 450006;2.广州海洋地质调查局,广州 510760)摘 要:似海底反射层的速度异常是识别天然气水合物的重要标志,这里提出了一种针对天然气水合物似海底反射层的全波形反演方法。
这种方法分为全局搜索与局部搜索二部份:首先使用遗传算法进行旅行时,反演得到背景速度模型;然后用其作为初始模型,使用共轭梯度算法进行全波形反演。
通过对含噪数据的数值试验,算法表现出了较高的稳定性,并确定了进行全波形反演的遗传算子。
将这种波形反演方法应用于我国南海北部海域的天然气水合物研究,反演得到了分辨率高于常规速度分析的似海底反射层速度结构,并识别出似海底反射层的速度异常。
利用纵波速度反演的结果,计算出沉积物中游离气的含量,认为BSR 下方的低速层可以解释为含至少1%游离气的薄层。
并分析了研究区内甲烷气的来源,认为该区域游离气兼有生物气和热解气。
关键词:天然气水合物;似海底反射层;遗传算法;全波形反演中图分类号:TE 133+1 文献标识码:A0 前言天然气水合物是一种新型能源,并作为一种潜在的石油天然气替代品得到了广泛的研究[1~3]。
其中,似海底反射(BSR)是识别天然气水合物最直观的证据,它是一个从较高速度降至较低速度的界面反射标志,一般与现代海底近于平行,并且多与海底沉积层反射斜交。
相对于海底反射,具有较强的反射振幅和极性反转特征[4~8]。
为了正确识别BSR,利用BSR 上方、下方的弹性参数结构,来识别并分析天然气水合物及其下方游离气的分布特征和形成机制,许多学者对BSR 层上方、下方的地震速度结构进行了研究[9~13]。
通常层速度是基于常规叠加速度分析,由D i x 公式计算均方根速度得到的,但是利用地震叠加速度进行水合物沉积层的层速度预测,存在较大的误差,其主要原因是在现有的地震勘探频率下,地震叠加速度的变化不能由地震叠加振幅敏感地反映出来,使得地震叠加速度的选取精度难以保证,造成由此求取的层速度分辨率低,误差较大[14]。
南海北部陆坡神狐海域SH-CL38站位的粒度特征及沉积记录
南海北部陆坡神狐海域SH-CL38站位的粒度特征及沉积记录陈 唯，赵彦彦，李三忠，唐智能，杨 俊，魏浩天，吴佳庆，朱俊江，刘 盛，董 涛，张广璐，杨丹丹，孙国静Sediment grain size characteristics of the Core SH-CL38 in the Shenhu area on the northern continental slope of the South China SeaCHEN Wei, ZHAO Yanyan, LI Sanzhong, TANG Zhineng, YANG Jun, WEI Haotian, WU Jiaqing, ZHU Junjiang, LIU Sheng, DONG Tao, ZHANG Guanglu, YANG Dandan, and SUN Guojing在线阅读 View online: https:///10.16562/ki.0256-1492.2021011001您可能感兴趣的其他文章Articles you may be interested in北康盆地基底卷入断层特征及其对南海南部构造演化的启示Features of the basement-involved faults in the Beikang Basin and their implications for the tectonic evolution of the southern South China Sea海洋地质与第四纪地质. 2021, 41(4): 116关注微信公众号，获得更多资讯信息DOI: 10.16562/ki.0256-1492.2021011001南海北部陆坡神狐海域SH-CL38站位的粒度特征及沉积记录陈唯1，赵彦彦1,2，李三忠1,2，唐智能1，杨俊1，魏浩天1，吴佳庆3，朱俊江1,2，刘盛1，董涛1，张广璐1，杨丹丹1，孙国静11. 深海圈层与地球系统前沿科学中心，海底科学与探测技术教育部重点实验室，中国海洋大学海洋地球科学学院，青岛 2661002. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室，青岛 2662373. 厦门地质工程勘察院，厦门 361000摘要：南海北部陆坡神狐海域发育众多海底峡谷，其物质来源、地貌形态、水动力条件、沉积过程复杂，海底滑坡和浊流频发。
南海沉积物中天然气水合物饱和度与声学特性的关系
象表 明， 气 水合 物在 南 海 沉 积 物 中 可 能先 在 孔 隙流 体 中 以微 粒 子 的 状 态 生成 ， 对 声 波 造 成 了 较 大 的散 射 衰 减 ， 导致声波信 号变 弱，
但 对 剪 切 模 量 的贡 献 不 明显 ； 当ｓ ｂ高 于 １ ４ ％后 ， 微 粒 子数 量 的增 多 使 气 水 合 物 聚 集 ， 并 与沉 积 物颗 粒 接 触 ， 从 而加 快 了 的增长。
摘要 ： 中国 南 海 蕴藏 丰 富 的 天然 气 水合 物 （ 气水 合 物） 资源 ， 研 究其 赋存 区沉 积 物 中气 水 合 物 的 声 学 响应 特 征 ， 对 南海 气水 合 物 的调 查
和 资 源估 算具 有 重 要 意义 。 利用 新 型 弯 曲元 探 测 技术 和 套 管 型 时域 反 射技 术 （ Ｔ Ｄ Ｒ ） ， 采 用 模 拟 实 验 手 段研 究 了 南海 神 狐 海 域 沉 积 物 中气 水合 物形 成 的 声 学响 应 特征 ， 发 现 在 气 水合 物 饱 和度 （ Ｓ ） 为Ｏ ～１ ４ ％ 时， 声波信号 随气水合物形 成而逐渐减 弱， 而当Ｓ ＞１ ４ ％ 后． 声波信号渐渐增强； 气水 合 物 形 成 过 程 中 ， 纵、 横 波速 度 （ 、 Ｖ ｓ ） 随Ｓ 的增 加 而 增 大 ， 且 在 ｓ ＞１ ４ ％后 增 长 速 度 加 快 。 这 些 现
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南海荔湾深水重塑沉积物的静、动力特性
此类沉积物属高压缩性 、中高灵敏的软土 ，其 固结 系数约为 １ ． ５ ４ ｘ １ ０ 。ｅ ｉ ｎ ２ ／ ｓ ；依据 ｋ 。 固结 不排 水三轴压缩试 验确 定的 Ｍ ｏ ｈ ｒ — Ｃ ｏ ｕ ｌ ｏ ｍ ｂ强度参数 预测 ｋ 。 固结不排水三轴拉伸强度 ，预测结果 明显小于试验结果 ；低频循 环荷 载作用 下 ， 该 沉积物的不排水
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贵州省2024年高考语文模拟试卷及答案4
贵州省2024年高考语文模拟试卷及答案35分）现代文阅读Ⅰ海底下面有生物并不稀奇，陆地底下不也有蚯蚓吗？不错，但是深海里发现的，是在直到海底下面上千米的岩石和地层里进行着另一类新陈代谢的微生物，它们构成了海底下的深部生物圈。
深海底下沉积物里有微生物，这早就知道，也并不意外。
上世纪五十年代调查船在太平洋底取沉积物柱状样，结果确实有微生物，只是向下变少，最深的一根样柱8m长，底部已经几乎没有细菌，由此推想大洋底下也就是顶上几米沉积物有细菌。
六十年代晚期，美国“阿尔文号”深潜器有一次出事故，下沉1500m，人员都安全逃出，但是带下去的午餐却深沉海底。
奇怪的是过了10个月以后返回原地，发现午餐保存得都还不错，足见深海海底细菌并不活跃，因而科学家们猜想微生物在深海底下的分布是很浅的。
挑战这种观点的是大洋钻探。
七十年代起，已经根据深海沉积孔隙水中CH4与SO42-的含量和同位素，发现井深一二百米处还有细菌在活动，由细菌活动造成的SO42-氧化、CH4的生产和氧化作用，在全大洋都普遍存在。
然而带来决定性转折的是1986-1992年间太平洋区的5个航次，每次都在大洋深部的沉积岩芯中发现微生物，其中最深的是在日本海，发现在海底以下518m的深处还有细菌，只是各处钻孔中微生物的丰度都从海底向下急剧减少，从近表层每立方厘米的10亿多个，减到500m深处的1000多万个。
大洋钻探在太平洋的发现，唤起了学术界对海底下面微生物群的注意：在海底以下的深处，居然还有巨大数量的微生物生活着，甚至深海玄武岩里还有细菌生活构成现在我们所说的“深部生物圈”。
为此，英国《自然》（Nature）杂志发表点评文章时，还配了幅漫画，把海底孔隙里微生物的“生活”，形象描绘为边打扑克边抽烟的“底层生涯”。
确实，深部生物圈住着地球上“最底层的原住民”，但是它们的生活绝没有漫画里画的那样逍遥。
无论是海底下面深部生物圈里的微生物，还是热液口的微生物，都属于黑暗食物链，但是热液口的微生物能够通过化学合成作用自己制造有机物，属于“自养”生物；而深部生物圈的微生物被封存在地层孔隙微小的空间里，只能依靠地层里已有的有机物实行“异养”。
南海东北部海底沉积物波的形态、粒度特征及物源、成因分析
波的发 育提供 了部分 物源 。随着坡度 的减 缓 ， 浊流沉积 物开 始堆积 ， 台湾 浅滩 南海底 峡谷 的北侧 在 形 成 了展 布方 向与冲 沟垂直 的沉 积物波 ， 而在 南侧 由于 台湾 浅滩 南海底峡 谷发 生转 向， 浊流 从水道
中漫溢 出来 ， 积物堆 积下来 ， 沉 形成 了与原先水道 近于垂 直 的近南北 向的沉 积物 波。 关键 词 ： 南海东 北部 ； 沉积 物波 ； 貌特征 ； 地 物源 ； 因机 制 成
南 海东北 部陆缘 是研究 南海 大陆边 缘 的一个 特
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基于Biot-Stoll模型声速反演中的参数选择——以南海南部沉积物为例陈静;阎贫;王彦林;金丹;林秋金【摘要】研究海底表层沉积物性质对海洋矿产资源探测、海洋工程建设等有重要的意义。
Biot-Stoll模型可以模拟预测海底沉积物的物理性质,但采用不同的参数模拟的效果不同。
Stoll参数是各种海洋环境下模型达到最佳预测的单一数值的形式;Schock参数则是对渗透率、孔隙大小、沉积物孔隙曲折度等修改后的函数表达式形式,更接近沉积物实际情况。
采用Stoll参数和Schock参数分别计算了南海南部海区海底沉积物纵波速度,并对南海南部沉积物样品进行了计算和实测对比,结果表明,采用Stoll参数计算误差较大,平均为3.962%;采用Schock参数计算误差较小,平均为0.847%。
因此,在南海南部海区采用Schock参数预测海底表层沉积物物理性质更准确。
【期刊名称】《热带海洋学报》【年(卷),期】2012(031)001【总页数】5页(P50-54)【关键词】Biot-Stoll模型;Stoll参数;Schock参数;南海;海底沉积物;声速【作者】陈静;阎贫;王彦林;金丹;林秋金【作者单位】【正文语种】中文【中图分类】P733.23详细准确了解海底沉积物声学特性对海洋工程选址[1]、海底矿产资源(如油气、天然气水合物, 多金属结核等)勘探有指导作用[2]; 提高海底沉积物声学性质的测量精度和效率具有重要的现实意义。
为了利用遥测方法快速反演海底沉积物声学特性, 需要建立有效的反演模型[3]。
Biot-Stoll模型能够反映声波在海底表层孔隙饱和沉积物中的传播过程, 反演计算海底沉积物声学性质参数, 如声波速度、衰减幅度等[4]。
近年来, Schock等人提出用Biot- Stoll模型和浅剖声纳数据反演海底沉积物性质的方法[5],并在2004年利用该模型和Chirp声纳数据反演了美国东部Fort Walton海岸附近海底沉积物的颗粒大小,进行了海底底质分类。
国内也有学者应用Biot-Stoll模型和原位测量数据反演了渗透率、孔隙大小、颗粒半径等参数[6]。
因为Biot-Stoll模型涉及参数较多,参数的选取对计算结果有不同程度的影响, 所以针对研究区域选取合理的参数是正确利用 Biot-Stoll模型的前提。
本文以Biot-Stoll 模型为基础, 通过比较利用Stoll参数和Schock参数所计算的南海南部海域沉积物纵波速度结果与实验室测量值之间的误差, 得到了适用于该区域的合理参数。
1956年, Biot[7]建立了流体饱和多孔隙固体介质体波波动方程, 通过计算, 预测模型在无边界情况下存在两个压缩波和一个切变波, 即快纵波、慢纵波和横波。
1962年, Biot[8]又将该理论推广到各向异性和具有黏弹性的两相饱和多孔介质中, 对该理论进行了进一步的完善。
Stoll等[9-10]在Biot模型基础上提出了黏弹性模型(Biot-Stoll模型), 进一步分析压缩波的衰减, 并将Biot模型的4个系数用弹性参数表示。
根据Biot-Stoll模型理论, 频率域的声波传播方程可以写成公式(1)[10]:其中 H、C、M为弹性参数(详见文献10), fρ和ρ分别是孔隙流体密度和双相介质总密度,ω为角频率, m为有效流体密度, F为高频校正因子, η为黏滞系数, κ为渗透率; k为复波数, α为衰减系数, v为声波速度。
Biot-Stoll模型涉及的参数可以分为3类。
1) 固体颗粒和流体物质的基本弹性参数: 固体颗粒体积模量 Ks, 固体颗粒剪切模量us, 固体颗粒密度ρs, 流体介质体积模量 Kf, 流体介质密度ρf,流体动态黏滞系数η;2) 固体骨架基本弹性参数: 有效孔隙度 n, 骨架动态渗透率κ, 固体骨架体积模量Kb, 固体骨架剪切模量ub;3) 双相介质弹性参数: 双相介质密度ρ。
固体骨架的体积模量和切变模量很难通过实际测量得到, 常取经验值, 这使得模型计算结果与实际测量结果存在一定误差。
其中孔隙度n、孔隙曲折度c、渗透率κ、孔隙水的黏滞系数η、骨架密度ρg、孔隙水的体积模量 Kf及密度ρf等对计算的纵波速度影响较大。
Stoll研究了不同参数取值对 Biot-Stoll模型计算声速和声衰减结果影响, 总结了浅海至深海等各种海洋沉积环境下模型达到最佳预测时的参数取值,即Stoll参数[10]。
该类参数分为砂和泥两类, 各参数形式为单一数值。
Schock在利用Biot-Stoll模型和Chirp声纳数据反演海底沉积物性质时, 在Stoll 参数基础上对一些参数根据沉积物实际情况进行了修改, 把渗透率看作孔隙度的函数, 孔隙曲折度看作颗粒粒径的函数,骨架体积模量和剪切模量为有效压力的函数,修改后的参数称为Schock参数[5]。
该类参数可以根据沉积物孔隙度等计算对应的参数值, 在结合Chirp声纳数据反演Fort Walton海岸海底沉积物性质时得到很好的应用效果, 成功反演了该区海底表层沉积物的速度、颗粒大小、沉积物类型等性质。
Stoll参数和Schock参数中孔隙度、黏滞系数、颗粒密度等取值都是相同的, 表1列出了取值不同的参数对比。
中国科学院南沙综合科学考察队 1993—1994年对南沙群岛及其邻近海区进行了海底沉积物声学物理性质及物理力学性质调查研究[12], 取得58个站位浅层沉积物样品, 并对样品进行了数项参数的测量、计算和分析, 其中包括声学参数的纵波速度、横波速度、声阻抗、海底反射系数、孔隙度等。
本文选取100—1500m水深的14个代表性沉积物样品(图1), 用其在实验室中所测得的孔隙度、沉积物骨架泊松比值分别代入 Stoll参数及 Schock参数, 用Biot-Stoll模型进行计算。
计算骨架剪切模量实部时,根据沉积物取样平均深度, z取值为 0.3m, 将计算得到的快纵波速度和实验室测量值进行对比, 结果见表2和图2。
从图2中可以看出Stoll参数和Schock参数计算的速度值与实验室测量速度值曲线总体上是相似的; 其中Stoll参数计算结果比实验室测量值普遍偏大, Schock参数计算结果比实验室测量值普遍偏小,并且更接近于实验室测量值。
其中1号站位实验室测量值远小于两类参数计算速度值, 但该站位沉积物孔隙度、骨架泊松比等参数并未出现异常, 说明Biot-Stoll模型在低速段模拟沉积物速度效果较差;14号站位沉积物测量值和两类参数计算速度值几乎重合, 说明Biot-Stoll模型在高速段模拟沉积物速度效果较好。
为进一步比较两类参数计算结果, 我们分别计算了模型计算结果与对应的实验室测量速度值的相对误差。
结合图2和表3看出, Stoll参数计算的速度值与实验室测量值相比整体误差较大, 其中最大误差为 7.94%, 最小误差为−0.58%, 平均误差为3.962%; Schock参数计算结果与实验室测量值相比整体误差较小, 最大误差为−4.08%, 最小误差0.1%,平均误差为−0.847%, 是 Stoll参数计算结果平均误差的三分之一。
Schock参数计算结果更接近实验室测量值, 这说明对研究南海海域的海底沉积物物理性质, Schock参数更合适。
本文利用Stoll参数和Schock参数计算南海南部海区海底沉积物纵波速度, 并与实验室测量值对比,结果发现, Stoll参数计算的声波速度与实际观测值误差较大, 不适于研究南沙群岛海域的沉积物物性,这是因为Stoll参数为各种海洋环境下的统计值, 而且参数形式过于简化, 在特定的海洋沉积环境下,沉积物的渗透率、孔隙半径、孔隙曲折度等物理参数比较复杂, 不能用单一的数值进行表示。
Schock改进的模型参数计算的声波速度与实际观测值比较, 除了极低速点外, 误差普遍较小, 说明该参数较适于南海海域沉积物物性研究。
这为利用Chirp声纳数据反演南海海域海底表层沉积物性质提供了反演模型和参数选取依据, 对南海海域沉积物研究有重要意义。
【相关文献】[1]卢博, 李赶先, 黄韶健, 等．南海北部大陆架海底沉积物物理性质研究[J]．海洋工程, 2004, 22(3): 48-55.[2]吴自银, 郑玉龙, 初凤友, 等．海底浅表层声探测信息技术研究现状及发展[J]．地球科学进展, 2005, 20(11): 1210-1217.[3]邹大鹏．南海海底沉积物地声模型的研究[D].广州: 广东工业大学博士学位论文, 2008: 4-5.[4]曹正良, 张叔英, 马在田．BICSCQS与Biot-Stoll模型海底界面声波反射和散射的比较[J]．声学学报, 2006, 31(5):389-397.[5]SCHOCK S G.A method for estimating the physical and acoustic properties of the sea bed using chirp sonar data[J].IEEE Journal of Oceanic Engineering, 2004, 29(4): 1200-1217.[6]陶春辉, BAFFI S, WILKENS R H, et al.Biot反演在夏威夷钙质沉积物原位测量声速和声衰减中的应用[J]．海洋学报, 2005,27(3): 80-84.[7]BIOT M A.Theory of propagation of elastic waves in a fluid-saturated poroussolid.Ⅱ.Higher frequency range[J].The journal of the Acoustic Society of America, 1956, 28(2):172-191.[8]BIOT M A.Mechanics of deformation and acoustic propagation in porous media[J].J Appl Phys, 1962, 33(4): 1482-1498.[9]STOLL R D, BRYAN G M.Wave attenuation in saturated sediments[J].Journal of the Acoustical Society of America, 1970,47(5B): 1440-1447.[10]STOLL R D.Acoustic waves in ocean sediments [J].Geophysics,1977, 42(4): 715-725.[11]STOLL R D.Acoustic waves in saturated sediments [M]//Hampton L.Physics of sound in marine sediments.New York:Plenum Press, 1974: 19-40.[12]卢博, 李赶先, 黄韶健.南沙海域浅层沉积物声速与物理参数的相关关系[G]//南沙海域声光场论文集．北京: 海洋出版社,1996: 9-22．。