层序界面与盆地演化

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不同的构造背景和盆地属性产生不同成因类型的层序界面，不同的构造幅度和盆地规模形成不同级别类型的层序界面（覃建雄等，2001）。作为沉积盆地演化的产物，层序界面反映在沉积地壳演化过程中，构造背景、盆地性质、盆地规模等不同程度的变化，包括盆地域之间、盆/盆之间、盆/山之间乃至盆地内部不同级别单元之间的动力学转化面。因此，通过层序界面成因和规模的研究，不仅对盆地的形成演化，而且对盆地的油气形成、运聚过程及分布，都具有极其重要的意义。

根据详细的层序界面类型及特征研究，塔里木盆地志留系层序界面的成因类型，主要包括升隆侵蚀层序不整合界面、海侵上超层序不整合界面和暴露层序不整合界面。以上三种层序界面的成因意义，反映了塔里木盆地志留纪的盆地演化特征。

1.升隆侵蚀层序不整合面

图5-1 塔里木盆地志留系不同地区层序界面与构造隆升

升隆侵蚀层序不整合面揭示不同性质沉积盆地之间的转折事件，该类型的不整合界面是由于构造隆升和海平面下降两种因素叠加形成的，但构造作用的影响因素较大。构造隆升通常是局部性的，界面上下地层通常为平行不整合或微角度不整合，所代表的沉积间断在几个到十几个百万年之间。塔里木盆地S/O界面即为该类型界面。如柯坪、巴楚地区志留系柯坪塔格组与下伏地层之间的界面（图5-1），是在加里东晚期构造运动造成的大范围剥蚀基础上形成的，地壳大幅度隆起抬升，海水从塔里木盆地内部大幅度退出，盆地基底暴露遭受剥蚀，形成志留系与前志留系之间广泛不整合。如柯坪印干村剖面、阿克苏四石厂剖面、巴楚剖面表现为志留系与上奥陶统或中、上奥陶统之间为微角度不整合或平行不整合，以及喀拉铁克山志留系与奥陶系之间的不整合，这一系列的层序不整合界面均表现出塔里木盆地构造性质的变化，反映了塔里木盆地由震旦纪—奥陶纪的克拉通边缘拗拉槽发展阶段演化为志留纪克拉通内坳陷发展阶段。并且沉积体系类型也发生变化，由寒武系—奥陶系以台地的碳酸盐岩沉积演化为志留系海相碎屑岩沉积为特征。

升隆侵蚀不整合面在地震上表现为明显的削截反射。如Z75地震测线，志留系与奥陶系之间上超下剥特征清晰，地震剖面上柯坪塔格组与奥陶系之间的界面（Tg5）为Ⅰ类层序界面，志留系呈楔状向上倾方向变薄尖灭（图5-2），剖面上各目标层南超北断特征明显，该层序界面亦反映了盆地北部强烈的构造隆升作用。

图5-2 Z75测线地震层序界面与构造隆升关系图

在地震剖面上，塔中、巴楚、塔北等地区志留系与奥陶系之间地层上超特征清晰，志留系呈楔状向上倾方向变薄尖灭，志留纪早期滨海相的浅灰色厚层含砾砂岩直接覆盖在晚奥陶世陆棚相的巨厚层深灰色泥岩之上，构成沉积间断型不整合面；在缺失志留系时，中、上奥陶统，甚至是下奥陶统与上覆石炭系直接接触，其间存在大规模的侵蚀不整合面。这一系列的沉积间断特征，以层序界面的物质形式表现（渣状层、古风化壳），反映了盆地受构造隆升作用影响，长期暴露形成的不整合。

2.海侵上超层序不整合界面

海侵上超层序不整合界面是以海侵面构筑的层序不整合界面。形成海侵上超不整合界面的时期是盆地演化处于海平面的主体上升时期，其形成代表了盆地的构造沉降与海平面上升同步。构造旋回性往往对盆地的形成和演化阶段产生一定的影响，对海平面变化、层序的形成可以产生叠加效应，所以海侵上超层序不整合界面的发育通常出现于升隆侵蚀不整合界面形成之后的盆地演化阶段。塔里木盆地志留纪发育的海侵上超层序不整合面，形成于盆地基底沉降或海平面快速上升时期，由于滨岸面上升，滨岸带不断后退而形成对已沉积地层的削切侵蚀面（即沟蚀面）。海岸上超不整合主要出现在滨岸带至浅海陆棚的近岸区，在该区域内无低水位沉积，因此层序边界就是由海蚀削切作用形成的海岸上超不整合面。柯坪县印干村剖面的SQ2和SQ8层序的底界面（图5-3），巴楚小海子麻扎尔塔格西北坡志留系剖面（图5-3）均为海侵上超不整合面，反映了海侵以前塔里木盆地巴楚隆起、柯坪地区的构造隆升作用。根据穿越沙西隆起、满加尔坳陷和孔雀河斜坡的L350地震测线，柯坪塔格组和依木干他乌组与下伏地层之间上超现象明显，反映盆地的构造沉降之后，由盆底开始的海侵上超现象。

图5-3 塔里木盆地志留纪海侵上超层序不整合界面

3.暴露层序不整合界面

暴露层序不整合界面，是盆地构造活动处于稳定时期、海平面的升降发生转折而形成的暴露层序界面。它主要形成于长周期海平面的主体下降旋回中，与海平面主体上升旋回相反，即短周期海平面下降的速率超过盆地的沉降速率，使原沉积物裸露于地表或处于大气渗滤带，并在早期成岩阶段沉积物界面与大气水发生混合，表现为海平面下降的记录。由于沉降间断的时间、海平面升降周期与幅度等的综合影响，暴露层序不整合界面上的沉积物性质有所差异，暴露界面可以是Vail层序的Ⅰ型或Ⅱ型界面。克拉通盆地内这种类型的成因界面特征是发生暴露溶蚀和弱冲刷充填，在滨岸地带往往为暴露带、古土壤层以及淡水溶蚀等；在陆棚中与暴露不整合层序界面相应的界面，可以是岩相结构转换面、下超面或水下沉积作用间断面。以海平面相对下降为主导因素，使原来水下沉积物处于大气渗滤带或潜流带，发生沉积物与大气之间或淡水及混合水之间的早期成岩作用而形成的界面。古土壤风化壳、古喀斯淋滤带、溶蚀残渣、向上变浅的沉积序列以及各种结壳、泥裂等暴露标志，都用来指示古暴露不整合的存在，这种类型的不整合界面在塔里木盆地志留系沉积层序中最为发育，如巴楚县小海子麻扎尔塔格西北坡塔塔埃尔塔格组与柯坪塔格组之间的界面，再如沙21井柯坪塔格组与依木干他乌组之间缺失SQ5～SQ8层序，反映了盆地处于稳定期时，受海平面变化而形成的界面。

根据上述不同成因类型的层序界面的详细研究，就层序界面成因类型意义而言，升隆侵蚀层界不整合面反映相同性质盆地之间的转换面，海侵上超层序不整合面表明盆地构造拉张、海盆范围迅速扩大临界期，暴露侵蚀层序不整合界面则说明稳定构造背景下由于海平面短期快速下降引起盆地间断收缩。

塔里木盆地志留系内许多不整合面的接触关系显示出明显的差异，可以从高角度不整合接触过渡为微角度、平行不整合或整合接触关系，反映了盆地不同部位构造活动强度和剥蚀程度的变化。如在盆地北部，奥陶系与志留系之间为角度不整合，向盆地内部逐渐变为微角度不整合或假整合，在满加尔坳陷为整合接触。因而，该界面由盆地边缘向盆地中心表现出削截—沉积间断（顶超、上超）—连续的演变特征。同时，不同部位层序界面的表现形式亦反映了盆地的构造特征差异。

第章塔里木盆地柯坪—巴楚露头区海相地层沉积体系的岩石物性研究

塔里木西北缘NW走向的印干断层为逆冲断层，断层擦痕等指向证据表明其逆冲方向为NE，与柯坪冲断系自南天山向塔里木的SE向推覆明显不同。地层学和断层切割关系等证据显示印干断层形成早于更新世的柯坪冲断系，而主要活动时期为上新世。研究结果表明，柯坪塔格地区晚新生代发育两期方向不同的逆冲推覆构造，印干断层是上新世帕米尔构造结前陆冲断带的前缘冲断层，而柯坪冲断系是更新世以来南天山前陆冲断带。

塔里木盆地西北缘的柯坪塔格地区，是中国大陆构造最为活跃的地区之一。南天山与塔里木盆地间的柯坪塔格发育与盆山边界平行的NE走向几排山系，它们的构造性质和演化引起了国内外的关注。Jia等（1998）认为柯坪地区新生代发育大规模的走滑构造，并用走滑断层转折折曲和走滑断层传播折曲解释了柯坪塔格构造并进行了定量恢复，认为南天山与塔里木盆地间的新生代走滑断层的活动规模可与阿尔金断层相当。多数学者先后通过震源机制研究、遥感图像分析和野外观察，认为柯坪地区没有大规模的走滑活动，主要表现为天山向盆地推覆的前陆冲断带（Yin et al.，1998；Allen et al.，1999；Fu B H）。他们还根据平衡剖面原理和磁性地层年代学的限制，对柯坪冲断构造带进行了几何学定量恢复和变形速率的估算。

前人对柯坪塔格构造带的研究主要集中于西南段的喀什-阿图什一带，多关注于柯坪冲断构造与天山的关系（Sobel and Dumitru，1997；Burtman，2000；王琪等，2000；曲国胜等，1998）。在柯坪冲断系的东北段柯坪-阿克苏间，除了同样发育NE走向的冲断构造外，沿印干山还发育一条NWW走向的构造，它的构造特征及其与柯坪冲断构造带的关系，前人少有提及。本书将主要依据野外观察资料、遥感图像和地震勘探资料等，确定印干构造的性质，并提出该地区新生代构造演化的新认识。

一、印干断层及其运动指向确定

从遥感影像可以看出，在塔里木西北缘柯坪-阿克苏之间，大致沿阿合奇-印干村发育一条与柯坪山系走向明显不同的山系，其走向NWW，长约60～70km（图1-3-43，图13-44）。为了了解该山体的构造成因，野外对该构造的不同地段进行了系统观察。

印干山在印干村北由NWW-SEE向转为SSE向。在该转折处，可以看到印干断层的出露（图1-3-45a），断层面倾向SW，上盘地层为寒武系-奥陶系的碳酸盐岩，断层破碎带1～2m宽，其下盘地表出露为黄褐色的砂砾岩，根据岩性特征和前人的资料（新疆维吾尔自治区地质矿产局，1993），应是上新统阿图什组（N2a）。在印干村SE向延伸这段，多处可以看到该断层的露头点，如图1-3-45b所示，可见到厚达1～2m的由条带状的断层泥、角砾等组成的断层破碎带。断层面上擦痕、断层泥条带等几组测量结果表明，断层面和标志断层运动方向的线理产状分别为：263°∠68°和220°∠82°、214°∠20°和214°∠36°、240°∠22°和222°∠32°。

印干山北麓山坡很陡，断层带多为现代风化坡积物覆盖，在一些冲沟中可以观察到走向为250°～290°倾向S-SW的断层破碎带，发育有松散的断层角砾岩和断层泥条带，局部可以见到寒武系-奥陶系碳酸盐岩推覆至上新统阿图什组（N2a）灰**砂泥岩之上。在几处断层面出露点，可以看到清晰的断层擦痕（图1-3-45c，1-3-45d），野外测量了断层面产状和其上的擦痕产状，结果见表1-3-12。

图1-3-43 柯坪塔格北段印干山遥感影像

图1-3-44 柯坪塔格北段印干山附近地质简图

图1-3-45 印干断层地面露头及其断面擦痕

表1-3-12 印干山北麓断层面及擦痕线理产状

从印干断层不同地段的出露关系和运动学指向标志分析，该断层为一条逆冲断层，虽然断层走向有所改变′，但其各处的逆冲方向均为NE向，在断层带地面露头点上可以看到下古生界的碳酸盐岩逆冲覆盖于上新统阿图什组（N2a）地层之上。

二、印干断层形成时间

印干断层是一条自SW向NE逆冲的断层，其运动方向与柯坪冲断带的方向（SE）不同。印干断层将下古生界碳酸盐岩推覆至阿图什组（N2a）之上，因此其开始时间应不早于阿图什组（N2a）沉积开始时期。从野外观察和图1-3-43遥感图像均可看到，从天山向塔里木逆冲推覆的柯坪冲断系切割了印干断层，因此印干断层形成应该早于柯坪冲断系。柯坪冲断系中阿图什背斜生长地层的研究（Chen Jie et al.，2002），表明柯坪冲断构造活动形成的同构造生长地层为早更新世西域组（Q1x）砾岩，其底界与下伏阿图什组（N2a）界限是穿时的，约为1.0～2.8Ma，这也是该冲断构造的形成时间。阿图什背斜带是柯坪冲断系中的一条靠近前缘的断层相关褶皱，整个柯坪冲断系开始活动时间如何？如果柯坪冲断系如前人所指出的那样是从天山向塔里木盆地前展式逆冲（Yin et al.，1998；Allen et al.，1999），其后部的冲断何时开始？在柯坪冲断系与南天山山体之间的乌什坳陷中，发育NE向的阿土孜背斜（图1-3-43），轴长9km，宽2km，背斜北翼倾角较缓，约为25°～40°，南翼较陡，倾角52°到近直立。该露头点背斜核部可以看到西域砾岩（Q1x）与下伏灰**砂泥岩（N2）的界限。从照片（图1-3-46）上可以看出该背斜南翼较陡而北翼较缓，是一个典型的断层扩展褶皱（Suppe，1983）。比较分析该褶皱核部和两翼（特别是南翼）的地层厚度，发现同一岩层在其顶部厚度明显比翼部同层变薄的层位是灰**砂泥岩（阿图什组N2a）到上覆砾岩（西域砾岩Q1x）的界限处（图版5），应是标志断层开始活动的生长地层。因此，阿土孜断层扩展背斜的断层活动时间为上新世末期—更新世初期，与前人对柯坪冲断系前缘冲断带的研究较一致（Chen Jie et al.，2002）。

图1-3-46 阿土孜背斜及其南翼生长地层

上述事实说明，柯坪冲断系的形成时间开始于上新世末期，主要是更新世以来的活动。而印干断层活动期主要在上新世。

三、印干断层与帕米尔构造结的关系

NW-SE走向的印干断层在塔里木盆地并非该方向的惟一断层（贾承造，1997；Du pont-Nivet et al.，2002；肖安成等，2002），从塔里木盆地断裂系分布图上可以看到，印干断层与巴楚断隆的北界断层-阿恰断层延伸方向一致。阿恰断层走向WN，倾向SW，长约100km，断裂面上陡下缓，断开地层为震旦系到上第三系阿图什组（N2a），断距下大上小，奥陶系及以下地层垂直落差达1200m，第三系垂直落差仅200m（图1-3-47）。从生长地层发育可以知道该断层活动在阿图什组（N2a）沉积时期。从断层的活动时间、活动性质和延伸方向上来看，阿恰断裂和印干断裂都是一致的，二者在形成时应是同一条断层。当然，受柯坪塔格逆冲构造系的影响，阿恰断层现今不同段活动性质有所变化，与印干断层也被柯坪塔格冲断系错开部分距离。

图1-3-47 阿恰断层地震剖面特征

前述分析表明，柯坪山系晚新生代以来发育了两期构造事件：前一期以NE向冲断推覆的印干断层为代表，发育时间为上新世（N2），后一期以南天山向盆地内部的SE向薄皮状冲断推覆为代表，发育时间为更新世（Q1）以来。后者与天山受印藏碰撞影响的陆内变形有关，是南天山再生前陆冲断带（Yin et al.，1998；Allen et al.，1999）。而印干断层形成于上新世，当时柯坪地区的南天山前陆冲断带还没有形成或者冲断带还没有扩展至柯坪地区，而是发育NE方向的推覆构造（图1-3-48）。

从图1-3-48可以看出，塔里木盆地色力布亚-玛扎塔格断层、印干-阿恰-土木休克断层与西昆仑-喀喇昆仑构造带有着非常一致的展布样式。我们认为，色力布亚-玛扎塔格断层以及印干-阿恰-土木休克断层是由于受到帕米尔构造结NE的推挤，才形成现今的展布样式。塔里木中央玛扎塔格地区冲断褶皱带中乌恰群（N1wq）古地磁资料也证明，该带第三纪以来有近20°顺时针旋转（Dupont-Nivet et al.，2002），并认为是受局部构造的影响结果。

本书认为，印干断层更新世前的NE向逆冲，主要是受到了来自帕米尔构造结的推挤，是帕米尔构造结当时的前缘冲断带。如果将帕米尔构造结向北的挤入构造复原，那么色力布亚断层-玛扎塔格断层、印干-阿恰断层-土木休克断层也将拉平复位，盆山边界的阿合奇断层的位移恢复量将达到240km左右（图1-3-48），这与前人“阿合奇断层在晚第三纪以来左行走滑300余公里”的结果是一致的（Jia et al.，1998）。从更新世开始，由于南天山急速隆升，天山向塔里木盆地方向的逆冲推覆作用控制了柯坪-乌什地区的构造演化，并形成现今构造格局。

图1-3-48 塔里木盆地西缘晚新生代两期冲断构造形成发育过程示意图

四、结论

野外观察塔里木西北缘NW走向的印干断层为逆冲断层，断层擦痕等指向证据表明其逆冲方向为NE向，与柯坪冲断系自南天山向塔里木的SE向推覆明显不同。多处可见印干断层将下古生界碳酸盐岩推覆至上新统阿图什组（N2a）之上，而印干断层又被更新世以来活动的柯坪冲断系切割。地层学和断层切割关系等证据显示印干断层形成早于更新世的柯坪冲断系，而在上新世。

柯坪塔格地区晚新生代发育两期方向不同的逆冲推覆构造，发育于上新世的印干断层与帕米尔构造结的前陆冲断构造有相同的运动学特征，是帕米尔构造结向北东方向的推挤形成的，此时位于塔里木西北的西南天山还没有隆升扩展到该地区。第四纪以来，西南天山快速隆升扩展，柯坪地区开始成为其前陆冲断带，西南天山向塔里木盆地的逆冲推覆作用控制了柯坪地区的构造演化。

参考文献

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曲国胜等.1998.西昆仑-帕米尔造山带及其北缘前陆盆地板内变形构造.地质论评，44（4）：419～429

王琪等.2000.天山现今地壳快速缩短与南北地块的相对运动.科学通报，14：1543～1547

肖安成等.2002.塔里木盆地巴楚-柯坪地区南北向断裂系统的空间对应性研究.地质科学，37（增刊）：64～72

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Chen Jie et al..2002.Magnetochronology of the Upper Cenozoic strata in the Southwestern Chinese Tian Shan：Rates of Pleistocene folding and Thrusting.Earth and planetary Science Letters.195：113～130

Dupont-Nivet G.et al..2002.Discordant paleomagnetic direction in Miocene rocks from the central Tarom Basin：evidence for local deformation and inclination shallowing，Earth Planet Sci Lett，199：473～482

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Sobel E R et al..1997.Thrusting and exhumation around the margins of the western Tarim basin during the India-Asia collision.Journal of Geophysical Research.102（B3），5043～5063

Suppe J.1983.Geometry and kinematics of fault-bend folding，Am Journal of Science，283：684～721

Yin A.et al..1998.Late Cenozoic tectonic evolution of the southern Chinese Tian Shan，Tectonics，17：1～27

（郭召杰，吴泰然，王冬，张志诚）

朱培民1 曾凡平1 海洋1 焦养泉2

1.中国地质大学地球物理与空间信息学院，湖北武汉 430074；2.中国地质大学构造与油气资源教育部重点实验室，湖北武汉 430074

摘要为了对沉积体系中各种沉积环境地层的物性进行精细研究，对塔里木盆地柯坪-巴楚露头区碳酸盐台地边缘沉积体系和碎屑滨岸带沉积体系进行了系统取样。在常温常压下对岩样进行了超声波纵、横波速度测量和密度测量，主要获得以下结论：①岩样超声波速度与岩样所处的沉积环境关系密切，在生物礁滩剖面上，从礁基、礁核、到礁盖（相当于台地边缘浅海沉积）速度递增；在三角洲沉积剖面上，从水下分流河道、河口坝到前缘泥速度递增；②在生物礁滩剖面上，生物碎屑的含量是影响速度的主要因素。生物碎屑含量越高，速度越低；③生物礁内生物的大小与生长方向是控制岩样速度各向异性的主要因素之一。

关键词超声波速度生物礁潮坪三角洲塔里木盆地下古生界

1 引言

地震勘探的物理基础是物性参数的差异，也是地质学家和地球物理学家从地震数据体上辨识地震相和沉积相的重要参考，其中速度是地震数据中最关键的物性参数。较直接的研究岩石的物性方法是测井或岩石的物性测量技术。本章采用室内物性测量方法，测量了塔里木盆地柯坪-巴楚露头区碳酸盐台地边缘沉积体系和碎屑滨岸带沉积体系中岩石的物性，为寻找各沉积相的声波速度和密度的变化规律，为地下该类储层的识别和预测提供岩性基础和科学线索。

岩石超声波测试结果被广泛用于工程地质勘探和石油勘探领域。研究表明，通过密度、纵横波速比或泊松比可以判断岩石岩性（孟庆山和汪稔，2005），也有人直接研究过沉积岩本身的声波衰减特性（安勇、牟永光和方朝亮，2006）。超声波测量已成为岩石物性研究不可或缺的方法，但在以往的研究中，很少有人对沉积环境（沉积相）与沉积岩物性之间的关系进行过深入系统的研究。

露头剖面记录了丰富的沉积学信息，对露头沉积体系作精细的超声研究，总结和比较具备构成潜在储层的沉积体系中与各种环境对应岩石的声速特征，可以准确地指导沉积体系的地质建模、地球物理正演，并作为地球物理反演的约束，有利于提高地震有利储集相带解释精度和预测准确度。

奥陶系和志留系都是塔里木盆地重要的油气勘探开发目的层（皮学军、刘楚和陈颖等，2007；张俊、庞雄奇和刘洛夫等，2003）。塔里木盆地奥陶系储层岩性以台地滩相灰岩及礁（丘）相灰岩为主（罗平、张兴阳和顾家裕等，2003）。近十几年来，在塔里木盆地先后发现和确认了巴楚、哈什西克儿、柯坪和轮南等4个地区的生物礁（李相明和杨申谷，2006；陆亚秋和龚一鸣，2007）。塔里木盆地志留系储层在柯坪地区、塔北地区以滨岸-浅海相碎屑岩沉积为主，在塔中地区以河口湾-潮坪沉积为主，而在塔东地区以陆相河流-辫状河三角洲粗碎屑沉积为主（王成林、张惠良和李玉文等，2007）。本次研究对塔里木盆地柯坪-巴楚地区代表碳酸盐台地边缘沉积体系和碎屑滨岸带沉积体系的典型剖面进行了系统的取样，并在室内进行了岩石超声波速度的测量，探索了各个沉积体系中岩石的速度变化特征。

2 岩样采集与说明

2.1 剖面位置

测试所用岩样分别来自塔里木盆地的4个典型剖面（图1）。第一、第二两个剖面位于巴楚一间房地区的勒牙依里塔格山，属奥陶系一间房组（O2y），为台地边缘礁滩共生相。岩样分别取自礁体的礁基、礁核和礁盖（相当于台地边缘浅海沉积）处。第三个剖面位于柯坪地区大湾沟，属志留系塔塔尔塔格组（S1t），为三角洲前缘沉积。岩样分别取自河口坝、水下分流河道、前缘泥等成因相。第四个剖面位于柯坪地区四十厂，属志留系柯坪塔格组（S1k）的中上部，为潮坪沉积。具体的野外工作路线如图1所示。

2.2 岩样说明

4个剖面中共选取25块岩样用于超声波测试，将岩样切割成长方体，待测面用砂纸打磨平整（图2）。由于部分岩样取样的原始形状极不规则，切割时仅保证了岩样一个短轴和一个长轴满足测量要求。短轴（a）长度均为0.05m，长轴（b）长度值从0.06m到0.12m不等（表1）。

图2 取自大湾沟志留系塔塔尔塔格组（S1t）的第25号岩样（5cm×5cm×9.7cm）照片

3 实验方法

3.1 实验设备

声波速度测试所使用仪器是由中国科学院武汉岩土力学研究所研制生产的RSM-SY5智能声波检测仪，仪器时间分辨率可达0.1μs。使用了两种超声换能器，其一是纵波换能器，由江汉测井研究所研制生产，接收频率为50kHz；其二是横波换能器，由武汉理工大学研制生产，接收频率为（90±10）kHz。

超声波速测量基本原理：岩样声速测量系统如图3所示。测量时，超声仪发出的电信号，通过探头A（发射换能器）转换为声波，穿过岩样至探头B（接收换能器），再转换为电信号至声波仪。然后从计算机上读出波在岩石中的传播时间t ’（波形初至时间，如图4所示），除去声波通过探头、耦合材料（探头与岩样之间的耦合剂）、仪器线路等附加延迟时间——校零t0，声波在岩石中传播的时间为t=t ’-t0。若岩样长度为L，可计算出波速V=L/t。整个测量过程是在常温常压下进行的。

表1 岩样超声波速度测试结果

图3 RSM-SY5超声测量分析系统

3.2 波形检测方法

据文献（王让甲，1997），在纵波波速测试中使用液体或乳状物做耦合剂都可以达到很好的耦合效果。而横波是剪切振动，只有能够承受剪切力的材料才能作为横波波速测试的耦合剂。本次实验中，纵波波速测量使用的耦合剂是糊精，横波波速测量使用的耦合剂是水杨酸苯酯。纵波横波速度存在差异，横波滞后于纵波其初至拾取存在一定的难度（魏建新和王椿镛，2003），但横波有一定的偏振性，旋转发射换能器与接收换能器对应的角度，接收到的横波振幅会呈现规律性的变化，利用这一特性可以识别出横波并确定出初至时间。图4中横波（a）为横波换能器测试第25号岩样接收到的波形，横波（b）为将接收换能器旋转180°接收到波形，横波首波振幅翻转，图4中可以清楚地识别出横波初至时间。

图4 第25号岩样测试时显示的声波波形箭头指向纵、横波的初至时间

4 实验结果及分析方法

岩样声波测试的结果列在表1中。速度测量分别沿图2中所示岩样的短轴（a）方向和长轴（b）方向。VP（a）和VS（a）分别表示沿短轴（a）方向测量的纵、横波速度；VP（b）和VS（b）分别表示沿长轴（b）方向测量的纵、横波速度。为了对岩样速度各向异性的程度进行估计，引入了纵波速度各向异性程度指数KP和横波速度各向异性程度指数KS，定义如下：

碳酸盐台地边缘带沉积体系露头研究及储层建模

5 测量结果讨论

5.1 生物礁滩剖面岩样的速度特征

生物礁滩剖面①、②（图1）中，单个礁体规模较小，但礁体众多，大多连成一片。礁体层位分布稳定，横向延伸方向均可追寻到相应层位的其他礁体，纵向上礁体相互叠置。礁体一般由礁核、礁基和礁盖部分组成（胡明毅、朱忠德和贺萍等，2002）。生物礁滩剖面用于超声波测试的岩样共15块，根据岩样在礁体中分布的位置不同，绘制了岩样位置与其纵、横波波速及平均速度关系图（图5，图6）。

图5 生物礁滩剖面岩样纵波速度与岩样在礁体中的位置关系

图6 生物礁滩剖面岩样横波速度与岩样在礁体中的位置关系

从图5和图6可以看出，无论纵波速度还是横波速度，从礁基、礁核到礁盖其平均值都逐渐增大。纵波速度增加幅度大于横波。礁盖岩样速度测量值变化不大，而礁基和礁核两个部位的岩样两个轴向的速度值差异明显。图7是用前面定义的速度各向异性程度指数KS和KP所做的交会图。图7中可以看出礁盖岩样速度各向异性程度指数基本集中在0%～10%范围内，而礁基和礁核两个部位的岩样大多分布在20%～40%。礁基和礁核速度各向异性程度明显高于礁盖。

图7 生物礁滩剖面横波速度各向异性程度指数KS和纵波速度各向异性程度指数KP的交会图

观察生物礁滩剖面①、②，礁基多为灰色粗粒亮晶棘屑灰岩，颗粒含量很高，约占80%以上，颗粒大小约1～4m m，以破碎的海百合茎干为主，如图8b。礁核主要是由瓶筐石（Calathium）（胡明毅、朱忠德和贺萍等，2002；李相明和杨申谷，2006；焦养泉、荣辉和王瑞等，2011）组成的灰白色块状障积岩，造礁生物瓶筐石密集，占化石总量的80%以上，瓶筐石长度可达10c m，如图8a。礁盖多为成层性良好的中层生屑泥晶灰岩，其间常有小型礁灰岩块夹杂其中，结构致密。礁基的岩样，海百合茎和其他生物碎屑杂乱排列，生物颗粒疏松；礁核的岩样，瓶筐石的体腔被方解石充填或被溶蚀，部分岩样沿生物体裂开形成较大的裂缝。这些生物化石的形状、大小、生长方向以及裂缝都影响声波在岩样中的传播速度。

图8 礁核的主要造礁生物瓶筐石（a）和礁基生物碎屑的主要组成物海百合茎（b）

5.2 潮坪沉积剖面和三角洲前缘沉积剖面岩样的速度特征

柯坪-巴楚地区志留系自下而上分别为柯坪塔格组、塔塔尔塔格组和依木干他乌组（王成林、张惠良和李玉文等，2007）。剖面④中用于超声测试的4块岩样均取自柯坪塔格组沥青砂岩段（吴立群、焦养泉和荣辉，2011），属于潮坪体系（表1）。剖面③用于超声测试的6块岩样取自塔塔埃尔塔格组S1t，分别属于三角洲前缘泥、河口坝、水下分流河道等成因相（表1）。两个组的岩样在时间上有一定的先后关系，沉积上也存在一定程度的联系。把这10块岩样放在一起，根据其沉积环境不同，绘制了不同沉积体系与其纵、横波波速关系图（图9，图10）。

图9 潮坪体系和三角洲前缘体系中各岩样纵波速度变化关系

图10 潮坪体系和三角洲前缘体系中各岩样横波速度变化关系

从图9和图10中可以看出，潮坪体系的4块砂岩纵波速度和横波速度相对稳定，分别在4000m/s，2500m/s左右，而取自三角洲前缘各种成因相的6块岩样速度差别明显，以水下分流河道中的砂岩岩样速度最低，第29号泥岩因裂开不考虑在内。两种不同沉积环境下的速度各向异性程度如图11（KS和KP交会图）所示。图11中，潮坪体系的4块岩样各向异性程度指数基本集中在0～10%范围内，在10%边缘的两块岩样是第20号和第21号。三角洲前缘体系各向异性程度指数超过10%的岩样都属于水下分流河道。

图11 潮坪体系和三角洲前缘体系中横波速度各向异性程度指数KS和纵波速度各向异性程度指数KP的交会图

从岩样的照片（图12）观察，潮坪体系的4块岩样均被油浸。其中第20号岩样见油浸痕迹，但颗粒间孔隙未见沥青充填，第21号岩样含大量生物碎屑，第22号和第23号颗粒间孔隙几乎完全被沥青充填，岩体呈黑色。三角洲前缘的6块岩样中，水下分流河道相中的岩样砂体颗粒粗、孔隙结构发育，而接近前缘泥的岩样，颗粒细小致密。结合沉积的特点，三角洲前缘由岸向湖的方向沉积物的粒度逐渐变细，即由水下分流河道、河口坝到前缘泥的变化中，沉积物粒度逐渐变细（表1），而影响声波传播的孔隙越来越小，声速逐渐增高。

6 结论与讨论

通过对上述几个露头沉积体系中岩样的超声波速测试实验，可以得出下面几点认识：

1）岩样超声波速度与岩样所处的沉积环境（沉积体系或成因相）密切相关，呈现一定变化规律。在生物礁滩剖面上，从礁基、礁核、到礁盖速度递增；在三角洲前缘沉积剖面中，从水下分流河道、河口坝到前缘泥速度递增。利用岩石声波速度测量结果与沉积环境的关系，以及变化规律指导沉积体系的建模是可行的。

图12 潮坪相剖面和三角洲剖面岩样切后新鲜面照片

20～23号属于潮坪相剖面，24～29号属于三角洲前缘沉积剖面

2）在生物礁滩剖面上，生物碎屑的含量是影响声波速度的主要因素。生物碎屑含量越高，速度越低；在砂岩剖面上，孔隙是影响测量的主要因素，孔隙越小或充填程度越高，速度就越高。

3）在生物礁滩剖面上，生物的大小与生长方向是控制岩样速度各向异性的主要因素之一，而砂岩剖面，我们初步认为与孔隙关系密切。礁灰岩速度的各向异性程度大于砂岩。

致谢作者在野外岩样采集过程中，受到中国地质大学（武汉）王瑞、王世虎、荣辉等同学的帮助。另外，武汉理工大学蔡兰老师也曾在横波测量方面给予指导，作者在此一并表示衷心感谢。

参考文献

安勇，牟永光，方朝亮.2006.沉积岩的速度、衰减与岩石物理性质间的关系.石油地球物理勘探，41（2）：187～192

胡明毅，朱忠德，贺萍，张俊，王青春.2002.轮南-巴楚地区奥陶系生物礁储层特征.石油与天然气地质，23（2）：179～182

焦养泉，荣辉，王瑞，吴立群，颜佳新，曾凡平，顾元，李荣.2011.塔里木盆地西部一间房露头区奥陶系台缘储层沉积体系分析．岩石学报，27（01）：285～296