Серра Оберто Восстановление условий осадконакопления по данным геофизических исследований скважин

Подождите немного. Документ загружается.

201

Рис.6.2-8. Характерные осадочные структуры

в аллювиальном конусе выноса (из Blissen-

bach, 1954; в Spearing, 1971).

6.2.2.3. Границы

Нижний контакт в основном

неправильный, эрозионный, постепен-

ный в направлении кровли.

6.2.2.4. Последовательности

Ритмическое осадконакопле-

ние, с изменением мощности каждой

последовательности от нескольких

сантиметров до нескольких метров.

Обычно наблюдаются десятки или

сотни наложенных последовательно-

стей. Латеральная фациальная по-

следовательность представляет собой

отложения аллювиального конуса вы-

носа, которые эволюционируют до от-

ложений разветвленной реки и поймы.

6.2.2.5. Геометрия тел

Каждая последовательность в составе конуса выноса представляет со-

бой длинное узкое тело в форме языка, простирающееся в радиальном на-

правлении вниз по склону от вершины конуса. Площадь осадконакопления от

одного наводнения может иметь длину до нескольких километров, но ее шири-

на составляет лишь от 150 до 500 м (рис.6.2-9). Величина площади изменяется

от 1 до 900 кв. км, а мощность – от нескольких сотен метров до 10 000 м (Юж-

ная Калифорния). На поперечном профиле тела имеют форму, вогнутую квер-

ху, а на радиальном профиле – форму, выпуклую кверху (рис.6.2-10). Наклоны

поверхности конуса сильно изменяются, но их величина меньше 10

6.2.2.6. Модель направленного потока

Общее направление потока является радиальным, и его можно вывести

из черепитчатого расположения галек (рис.6.2-11).

6.2.2.7. Окружающие фации

Конусы выноса могут перемежаться с делювиальными отложениями в

сторону источника сноса. Края конуса могут сливаться или чередоваться с от-

ложениями плайи, поймы, эоловых дюн и речных песков. Отложения плайевого

озера легко различаются по преобладанию глинистой размерности и химиче-

скому составу (карбонаты, эвапориты). Отложения поймы имеют более выра-

202

женную слоистость, нежели аллювиальный конус выноса. Эоловые пески рас-

познаются по картине наклона (см. Главу 6.3).

Рис.6.2-10. Схематический разрез аллювиально-

го конуса выноса (из Spearing, 1971).

(1- вершина конуса; 2- средняя часть конуса; 3-

Дальние фации: могут быть отложения плайи,

озерные, пойменные отложения, дюны; 4- дальние

фации подошвы конуса)

Рис.6.2-9. Распределение различных типов

осадочного материала в аллювиальном кону-

се выноса Trollheim (из Hooke, 1967).

(1- условные обозначения; 2- максимальный

размер материала; 3- возраст материала; 4-

Возможно, лопастеобразные отложения обло-

мочных потоков; 5- Намывные валы, образован-

ные обломочными потоками; 6- Возможно, «си-

товые» отложения; 7- Приблизительные возрас-

тные контакты, схематические; 8- Приблизитель-

ный контакт между единицами, различаемыми по

рельефу или по размеру материала; 9- Эрозион-

ные берега; 10- Штрихи направлены в сторону

более древнего материала; a обозначает пере-

крытие; 11- Материал размерностью от гальки до

булыжника; 12- материал размерностью от глины

до гальки; 13- Весь остальной материал имеет

размерность от булыжника до валуна; 14- Pc Со-

временное русло; 15- Ovc Русло слива; 16- Orc

Материал более древнего русла; 17- Материал

самого древнего русла; 18- Поверхность более

позднего конуса; 19- Поверхность более древне-

го конуса; 20- При построении части карты с изо-

линиями использовалась мензула; остальная

часть карты строилась по данным аэрофото-

съемки. Шаг изолиний – 30 футов)

Рис.6.2-11. Схема, показывающая черепитчатое

расположение в одном прослое гальки. Архей-

ский конгломерат, озеро Little Vermilion, Онта-

рио, Канада. Стрелка показывает направление

потока.

6.2.2.8. Характеристики

коллектора

«Отложения аллювиального

конуса выноса обычно не являются

породой-коллектором для нефти, по-

скольку они не связаны с нефтемате-

ринскими породами, и не имеют дос-

таточной протяженности в латераль-

ном направлении. Кроме того, у отло-

жений аллювиального конуса выноса

отсутствует покрышка, они обладают

низкой проницаемостью и пористо-

стью, что обусловлено диагенезом, и,

в общем случае, не содержат фаций,

которые являются хорошими нефте-

материнскими породами» (Nilsen,

1982).

6.2.3. КАРОТАЖНЫЕ СИГНАЛЫ И ХАРАКТЕРИСТИКИ

203

6.2.3.1. Электро-литофации

Радиоактивность (содержание калия и тория) обычно средняя до высо-

кой, и отражает химическую незрелость и присутствие полевых шпатов, слюд и

обломков изверженных, метаморфических или даже осадочных пород. По-

скольку среда является окислительной, уран присутствует только в том случае,

если в состав исходной породы входят урансодержащие минералы (т.е. речь

идет о граните). На графике взаимной зависимости ρ

и ∅

,фигуративные точ-

ки попадают линией песка (кварца) и «областью» глинистого сланца, согласно

составу обломков пород и процентному содержанию матрицы. Величина Pe

обычно изменяется от 2 до 3 b/e. На рис.6.2-12 показаны типичные каротажные

сигналы в таких фациях.

6.2.3.2. Картины наклонов

Рис.6.2-12. Типичные каротажные сигналы в

отложениях аллювиального конуса выноса.

Кривые отражают определенную неоднород-

ность в мощном интервале.

На рис.6.2-13 представлен типичный

результат применения GEODIP в ал-

лювиальном конусе (часть рис.6.2-12).

Зернистые конгломераты характери-

зуются высоким сопротивлением с

низкой амплитудной активностью кри-

вых, без корреляции (или с ошибочной

корреляцией), и с редкими и разбро-

санными наклонами. Микритовые (или

сцементированные глиной) конгломе-

раты характеризуются повышенной

амплитудной активностью, интерва-

лами более низкого сопротивления с

изолированными максимумами сопро-

тивления, которые соответствуют

плотному затвердевшему галечнику,

заключенному в матрицу с меньшим

сопротивлением. Слои гальки иногда

могут чередоваться со слоями песка.

Это позволяет выполнять корреляцию и рассчитывать наклоны для осадков,

отложенных в воде. Некоторые весьма устойчивые и сильные наклоны могут

соответствовать отложениям эолового песка (если зеленая картина наклона не

связана со структурным наклоном), или осадкам, отложенным в воде (если

имеется связь зеленой картины со структурным наклоном). Могут быть выявле-

ны гальки, ориентация которых иногда определяется по изображениям FMS.

6.2.3.3. Границы

Нижний отчетливый эрозионный контакт, как и ожидалось теоретически,

как результат слияния гальки с предыдущей единицей, наблюдается нечасто.

Этот резкий контакт может иметь место только на одной или двух кривых.

Верхний постепенный контакт лучше виден на осредненной кривой сопротив-

ления.

204

6.2.3.4. Электрокомплексы

Последующая эволюция размера зерен видна осредненной кривой со-

противления более четко, чем на необработанной кривой, где мелкие пики со-

противления расположены случайным образом, и скрывают общий тренд.

6.2.3.5. Направление потока

Направление потока по дан-

ным наклономера определить непро-

сто; лучше воспользоваться картами

изопахит аллювиальных отложений.

6.2.3.6. Мощность

Упомянутые выше характери-

стики сохраняются на протяжении

нескольких десятков или сотен мет-

ров.

6.2.3.7. Неправильная интерпретация обстановки осадконакопления

Иногда отложения аллюви-

ального конуса выноса могут быть

приняты за ледниковые отложения,

или за отложения обломочных пото-

ков. Угловатая форма событий на

кривой сопротивления может помочь

отличить эти отложения от моренных

глин. По положению отложений в ме-

гакомплексе можно сделать вывод,

что мы видим: отложения аллюви-

ального конуса выноса (мегаком-

плексы с общим уменьшением раз-

мера зерен вверх по разрезу), или

отложения обломочных потоков (ме-

гакомплексы с общим увеличением

размера зерен вверх по разрезу).

Рис.6.2-13. Типичная реакция GEODIP в аллю-

виальном конусе выноса и ее интерпретация.

Она соответствует короткому интервалу пре-

дыдущей сводной диаграммы.

205

6.3. ЭОЛОВАЯ ОБСТАНОВКА ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

6.3.1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ

Это континентальная обстановка осадконакопления, которая характери-

зуется отложениями, возникшими в результате действия ветра, и часто сме-

шанными с речными или себховыми

фациями. Вид сверху современных дюн

представлен на рис.6.3-1, а литологическая колонка – на рис.6.3-2. Ahlbrandt и

др. (1982) различает три эоловых подобстановки осадконакопления: дюнную,

междюнную и песчаный щит.

Рис.6.3-1. Аэрофотоснимок песчаной дю-

ны в пустыне Саудовской Аравии (из

ARAMCO, в Press и Siever, 1978, рис.8-16).

6.3.2. ГЕОЛГИЧЕСКАЯ ФАЦИАЛЬНАЯ МОДЕЛЬ

6.3.2.1. Литология

Два параметра должны

быть рассмотрены по отдельно-

сти.

6.3.2.1.1. Состав

Типичные дюны состоят из пес-

ков, от протокварцитовых до

кварцитовых (зерна кварца со-

ставляют более 85%). Однако в

зависимости от кластических ис-

Рис.6.3-2. Вертикальный разрез эоловых отложений

на северо-западе Европы, южная часть бассейна

Rotliegendes (из Glennie, 1970).

206

Себха – «плоские соляные участки, которые время от времени подвергаются затоплению»

(Kinsman, 1969).

207

ходных пород и расстояния

транспортировки, описаны дю-

ны, которые состоят из морского известкового песка (Багамы), оолитовые дюны

(Абу-Даби), и дюны, состоящие из лессового и гипсового песка (White Sands,

Нью-Мексико). Могут присутствовать тяжелые минералы, но отмечается тен-

денция к изменению железосодержащих минералов. Согласно составу, песча-

ные дюны рассматриваются как химически зрелые отложения. В эоловой об-

становке осадконакопления, глины являются второстепенными компонентами,

и встречаются только в отложениях вади, в междюнной или прибрежной себхе,

во внутриконтинентальной себхе и в плайевых озерах, или в виде постседимен-

тационных аутигенных минералов. Цемент может быть кальцитовым или доло-

митовым, и часто обусловлен подъемом уровня грунтовых вод (фреатического

уровня). В отложениях вади или себхи, испытывающих языковидное выклини-

вание, могут присутствовать конкреции гипса или ангидрита.

6.3.2.1.2. Текстура

В общем случае, эоловые пески состоят из зерен песка, от мелких до

средних (0.2-0.5 мм), хорошо окатанных и отсортированных (рис.6.3-3), под-

вергшихся морозному выветриванию и характеризующихся положительным от-

клонением на графиках распределения. Однако Ahlbrandt (1979) распознает три

текстурные группы:

- внутриконтинентальные дюнные пески, с сортировкой от умеренной

до хорошей, от тонко- до среднезернистых;

- хорошо отсортированные, тонкозернистые прибрежные дюнные пес-

ки;

- междюнные пески или пески серира (галечниковой пустыни), с сор-

тировкой от умеренной до очень плохой.

Рис.6.3-3. Кривые распределения размера

зерен и коэффициенты сортировки (из

Glennie, 1970).

На гребнях дюн зерна обычно

крупнее, чем в соседних низинах, но ос-

таточные зерна в низинах могут быть

крупнее, чем в соседних крупных дюнах.

Отсутствие тонкозернистого материала

(глин) и слюдистых минералов, обу-

словленное отсеиванием под действием

ветра, дает большую величину отноше-

ния зерна/матрица. Плоские дефляци-

онные поверхности (сериры) могут ха-

рактеризоваться остаточными отложе-

ниями из более крупных зерен. Эти зер-

на распределены весьма равномерно,

благодаря дефляции и сальтации песка

по поверхности.

6.3.2.2. Структура

Ниже перечислены следующие внутренние структуры дюн (рис.6.3-6,

6.3-8, 6.3-10, 6.3-12).

208

1) Крупномасштабные косые слои с углами наклона от умеренных до

больших (до 34

), ориентированные в направлении ветра (down-

wind), свиты (sets) в основном клиновидно-плоскостные (wedge

planar) до пластинчато-плоскостных (tabular planar); внутри них на-

ходятся тонкие слои (ламины – lamines), наклонные к нижней гра-

нице.

2) Последовательные границы, разделяющие отдельные косослои-

стые свиты, ориентированные горизонтально или в направлении

ветра с малым углом падения.

3) Косослоистые свиты становятся тоньше в направлении вершины

дюн: по мере роста дюн, ветер чаще срезает верхние слои, что и

является причиной уменьшения мощности свит.

4) Наклонные передовые слои постепенно увеличиваются в направ-

лении ветра.

5) Конволютная слоистость.

6) Редкая слойчатость ряби.

6.3.2.3. Границы

Для каждой единицы характерны отчетливые резкие контакты. Они мо-

гут быть даже волнообразными из-за междюнного выдувания, которое образует

линии перегиба и сериры (рис.6.3-4). Граница связана с фреатическим контро-

лем над процессами дефляции (Reineck и др., 1975). В результате профилиро-

вания фреатических уровней формируются междюнные отложения (оазис,

внутриконтинентальные себхи). Отложения катастрофических наводнений так-

же ответственны за размытые границы.

209

Рис.6.3-4. (a) Развитие ковшеобразных по-

верхностей эрозии и линий перегиба внут-

ри песков эоловых дюн под действием

междюнного выдувания (из Walker и

Harms, 1972). (b) Схемы, показывающие

поверхности горизонтального срезания и

роль фреатического уровня (из Stokes,

1968).

6.3.2.4. Последовательноcти

Иногда для дюн описывается хо-

рошо определенная последова-

тельность, характеризующаяся

уменьшением размера зерен

вверх по разрезу (рис.6.3-2 и 6.3-

14). Тип дюны, сохранение ветров

и влияния речных или морских ус-

ловий также будут сказываться на

последующем расположении этих

последовательностей. Осадочные

структуры тоже показывают верти-

кальную организацию с единица-

ми, характеризующимися потерей

мощности вверх по разрезу. При-

донные слои развиваются на от-

четливых нижних контактах; выше

следуют плоскостные косые слои,

перекрываемые отложениями, на

которые влияют изменения фреа-

тического уровня. Последователь-

ность может прерываться руслами

вади или речными системами.

Рис.6.3-5. Основные типы дюн, показывающие

ориентацию относительно преобладающего

направления ветра (показано стрелками) (из

Spearing, 1971).

6.3.2.5. Геометрия тел и модель

направленного потока

Поскольку модель потока оп-

ределяет геометрию дюны, без како-

го-либо другого влияния наклонов,

невозможно отделить геометрию дю-

ны от моделей направленного пото-

ка. Они будут рассмотрены вместе

как более объемлющие пункты.

В современных дюнных полях

распознаются несколько типов дюн

(рис.6.3-5).

Каждый тип дюны можно охарактери-

зовать картиной наклона и формой

частотной диаграммы азимутов. При-

веденные ниже рисунки иллюстриру-

210

Рис.6.3-6.Внутренняя слоистость параболиче-

ской дюны, White Sands, Нью-Мексико (McKee,

1966).

Рис.6.3-7. Форма, картина наклонов и частотная

диаграмма азимутов параболической дюны.

ют внутреннюю слоистость и накло-

ны, а также диаграммы азимутов.

Рис.6.3-9. Форма, картина наклонов и частот-

ная диаграмма азимутов поперечной дюны.

Рис.6.3-8.Внутренняя слоистость поперечной дюны, White Sands, Нью-Мексико (McKee, 1966).