Ejemplos de aplicación de métodos de análisis de estratigrafía secuencial de alta resolución

La estratigrafía secuencial de alta resolución es una división binaria de unidades estratigráficas de tiempo que reflejan ciclos de cambio de nivel base en registros estratigráficos. Por lo tanto, la clave para su aplicación teórica y técnica radica en cómo identificar estratigráficos. unidades. Se registran ciclos estratigráficos de múltiples niveles que representan ciclos de niveles subbase de múltiples niveles y se realizan correlaciones estratigráficas isócronas de alta resolución. El límite de la secuencia puede ser el punto de transición desde el nivel de base ascendente al descendente, como lutita, veta de carbón o piedra caliza en estratos que contienen carbón, o puede ser el punto de transición desde el nivel de base descendente al ascendente, como el fondo de lavado corporal con arena. Sin embargo, es importante distinguir entre cuerpos de arena asociados con eventos heterodinos (que son regionalmente isócronos) y cuerpos de arena aluviales. Generalmente se cree que las bases de los cuerpos de arena superpuestas horizontal y verticalmente están relacionadas con eventos heterodinos (Sharley et al., 1994).

A través del análisis de la relación de volumen y el análisis de diferenciación de fases, se puede invertir la dirección de migración unidireccional del espacio de alojamiento, el modelo de acumulación estratigráfica, la subida y bajada del nivel base y la posición de la interfaz, y luego se puede cambiar el nivel base más básico. Ciclo dividido (ciclo de corto plazo). Luego, de acuerdo con la división de energía del volumen y el patrón de superposición de cada ciclo de corto plazo, se puede dividir el ciclo de nivel base de mediano plazo (denominado ciclo de mediano plazo). A su vez, se puede dividir en ciclos de nivel base de largo plazo (denominados ciclos largos), es decir, secuencias avanzadas y ciclos de nivel base. Pero el trabajo más crítico es realizar gradualmente comparaciones de ciclos de nivel base desde períodos largos a períodos cortos sobre la base de la identificación de la interfaz en diferentes niveles y la división del ciclo de referencia en diferentes niveles.

La investigación de estratigrafía secuencial de alta resolución es un método integral de investigación de estratigrafía secuencial que combina datos de núcleos, registros de pozos, afloramientos y estudios sísmicos (Wan Wagner et al., 1990, 1991). La tecnología de adquisición, procesamiento y visualización de la exploración sísmica mejora constantemente, y los datos sísmicos con una resolución mejorada traerán algunos efectos inesperados al análisis de estratigrafía secuencial (Xu Huaida, 1997). Algunos investigadores enfatizan la investigación de estratigrafía de secuencia de alta resolución en afloramientos, y es muy significativo establecer modelos típicos de estratigrafía de secuencia de alta resolución en afloramientos típicos con buenos afloramientos. En el extranjero se aplica un método de medición de la intensidad de los rayos gamma de los afloramientos (Davies, 1996), que compara la curva medida en el terreno con la curva de registro gamma de perforaciones cercanas para encontrar la relación entre ambas. Sin embargo, esta comparación puede resultar algo anticuada. Actualmente, el más popular es el uso de datos de registros de pozos para estudios de estratigrafía secuencial de alta resolución (Cross, 1994). Algunos estudiosos también utilizan microfauna de alta densidad y métodos ultrapaleontológicos (Armen Trout, 1996); otros utilizan métodos de isótopos de carbono y oxígeno de alta densidad (Mtizchell et al., 1996). Estos métodos se combinan con registros de pozos y datos sísmicos, por lo que un enfoque integrado es clave para la estratigrafía secuencial de alta resolución.

2. Tecnología de identificación y comparación de períodos base

De acuerdo con los principios de ciclo de nivel base y cambio de espacio de acomodación, la ciclicidad de los estratos es la sedimentación, respuesta estratigráfica a la erosión, no -deposición, inanición en el tiempo o incluso migración no deposicional causada por una compensación insuficiente de los sedimentos. En los registros estratigráficos, diferentes niveles de ciclos estratigráficos registran ciclos de nivel base de los niveles correspondientes. Cada nivel de ciclo estratigráfico debe tener trazas (o trayectorias) que puedan reflejar el tiempo del ciclo de nivel base del nivel correspondiente. Cómo identificar ciclos de nivel base basados ​​en estos registros de datos de perforación o secciones de afloramiento es la base para la división y correlación de secuencias de alta resolución. Los datos de registros de pozos (especialmente registros de pozos de varios tipos) también proporcionan señales de identificación informativas.

(1) Determinación del ciclo base

Las características sedimentarias y estratigráficas utilizadas para identificar los ciclos del nivel base se pueden resumir como: (1) Cambios verticales en las propiedades físicas de una sola fase (; 2) Cambios en la secuencia de fases y combinación de facies: (3) cambios en los patrones de superposición de ciclos (4) geometría de la formación y relaciones de contacto; Todas estas características reflejan cambios en el espacio de alojamiento y la relación de flujo de recarga de sedimentos (A/S).

1. Marcas de identificación en perfiles litológicos

Los núcleos de roca y los perfiles de perforación, especialmente los perfiles de afloramiento tridimensionales, tienen una resolución más alta que los perfiles de registro de pozos y de reflexión sísmica, por lo que son la base. para la identificación del ciclo de orden más alto. En la sección litológica, los signos de identificación de la interfaz del ciclo son los siguientes:

(1) El fenómeno de erosión en la sección estratigráfica y sus sedimentos retenidos suprayacentes representa erosión y erosión por debajo del nivel base, o representa el nivel base. A medida que la superficie sube, el agua ingresa a la superficie de socavación. Este último se diferencia del primero en que los clastos dentro de la cuenca son más comunes y más pequeños en la superficie de socavación.

(2) Como interfaz de secuencia, la superficie de la costa se mueve hacia abajo, lo que a menudo indica que la fase sedimentaria se mueve hacia la cuenca en el perfil de perforación. Por ejemplo, los sedimentos de aguas poco profundas cubren directamente los sedimentos de aguas profundas, y las gravas de río y turbiditas cubren directamente las rocas cementadas profundas. A menudo hay una falta de sedimentos ambientales de transición entre los dos tipos de sedimentos.

(3) La posición donde el tipo de litofacies o la combinación de facies cambia en la sección vertical, como la transición de una secuencia de fases en la que el cuerpo de agua se vuelve menos profundo hacia arriba a una secuencia de fases o combinación de fases en la que el cuerpo de agua se vuelve gradualmente más profundo.

(4) El espesor de la arenisca cambia periódicamente. Por ejemplo, debajo del límite de la secuencia, el tamaño del grano de arenisca se vuelve más grueso hacia arriba y la proporción arenisca-lutita aumenta hacia arriba; la situación es justo la contraria. Las características cambiantes de este ciclo a menudo se manifiestan como cambios en estilos superpuestos.

Con base en las características anteriores, se pueden identificar ciclos de nivel base de corto plazo en diferentes ambientes deposicionales (Figura 4-7).

2. Marca de identificación de la curva de registro del pozo

La determinación del ciclo de referencia de la curva de registro del pozo, especialmente la determinación de la interfaz del ciclo, se basa en la calibración del pozo perforado. sección. En otras palabras, primero se debe establecer el ciclo a corto plazo y el modelo de respuesta de registro de la interfaz, y la sección del pozo de extracción de núcleos se utiliza para guiar la división del ciclo de las curvas de registro de pozos no perforados regionales. Los registros de pozos son particularmente efectivos para analizar y determinar el patrón de superposición de ciclos de nivel base de largo plazo, porque los ciclos de corto plazo que constituyen el ciclo de nivel base de largo plazo tienen un patrón de superposición específico, que es la amplitud máxima de los ciclos de nivel base de largo plazo. ciclo de nivel base a largo plazo durante el ascenso y caída del ciclo de nivel base a largo plazo. El resultado del movimiento unidireccional de valor (espacio de acomodación máximo) o valor mínimo (espacio de acomodación mínimo), es decir, es un grupo de genéticamente. combinaciones de rocas relacionadas se formaron en un fondo geológico más o menos similar. Estos patrones de superposición suelen tener diferentes respuestas de registro (Figura 4-8). El patrón de superposición (progradación) que avanza hacia la cuenca del lago (mar) se forma durante el período de disminución del nivel base a largo plazo. En este momento, A/S < 1, es decir, la tasa de suministro de sedimentos es mayor que la tasa de aumento de. espacio de acomodación, y las propiedades petrológicas son similares a las del subyacente. El espacio de acomodación se reduce en comparación con la rotación. El patrón de superposición terrestre (regresión) se forma en el período ascendente de un ciclo de nivel base a largo plazo cuando a/s > 1, es decir, la tasa de aumento del espacio de acomodación es mayor que la tasa de recarga de la superficie sedimentaria. En comparación con el ciclo subyacente adyacente, el ciclo suprayacente de corto plazo muestra las características de un mayor espacio de acomodación en sedimentología y petrología. El ciclo de corto plazo es una superposición de acreción, pero aparece en el período de transición entre el ascenso y la caída del ciclo cuasiplano de largo plazo, A/S=1, y el espacio tolerable cambia poco cuando se producen ciclos adyacentes de corto plazo. formado. El tercer miembro de Sha3 en el hundimiento de Qianliyuan del hundimiento de Dongpu es un ejemplo típico de cómo utilizar el patrón de superposición de ciclos de corto plazo en curvas de registro de pozos para analizar ciclos de nivel base de mediano plazo (Figura 4-9).

Figura 4-7 Características del ciclo de corto plazo identificadas en diferentes ambientes deposicionales (basado en Deng et al., 1996)

Figura 4-8 Patrones de superposición de ciclos de corto plazo y sus respuestas a la tala (basado en Cross, 1994)

1—Arenis y lutitas de llanura costera; 2—Arenisinas marinas poco profundas; 3—lutitas marinas 4—Ciclo estratigráfico a corto plazo

Figura 4-9 Nivel base a medio plazo de simetría de avance y retroceso Respuesta litoeléctrica de los ciclos (Deng et al., 1996)

3. Marcas de identificación en perfiles sísmicos

La interfaz de reflexión sísmica es básicamente isócrono o paralelo al plano temporal en la formación, por lo tanto, los perfiles de reflexión sísmica se pueden usar para analizar los ciclos del nivel base, pero debido a la limitación de la resolución de la información sísmica, los perfiles de reflexión sísmica solo se pueden usar para identificar la base a largo plazo. ciclos de nivel. Las principales señales sísmicas utilizadas para identificar las interfaces del ciclo son las siguientes:

(1) La discordancia de distribución regional o el tipo de terminación de reflexión sísmica que refleja incompatibilidad estratigráfica, es decir, señales de análisis estratigráfico sísmico convencional.

(2) Una interfaz de reflexión continua de alta amplitud o un grupo de reflexiones correspondientes a la posición de transición (espacio de acomodación máxima) del ascenso y descenso del ciclo de referencia a mediano o largo plazo.

(3) Las características de reflexión sísmica (amplitud, continuidad, frecuencia, sismicidad, etc.) son equivalentes a los cambios de fase regionales observados en las curvas de registro del pozo, y el núcleo ha sufrido cambios significativos en esta área. .

(4) Los cambios en la geometría de la reflexión sísmica (como desde la reflexión horizontal de alta amplitud hasta la reflexión en forma de S de baja amplitud) se pueden comparar con los cambios en los patrones de superposición de formaciones observados en las curvas y núcleos de los registros de pozos.

El Anexo 4-10 muestra el ciclo del nivel base de mediano plazo identificado por el perfil sísmico (la tercera sección de la Formación Shahejie en la Depresión Dongpu).

Figura 4-Ciclo de nivel base de mediano plazo determinado en 10 secciones sísmicas (según Deng et al., 1996)

1-Límite de ciclo; superficie de inundación

Las rotaciones del nivel base determinadas por afloramientos, núcleos, registros de pozos y perfiles sísmicos deben verificarse mutuamente. La identificación de ciclos de registros inferiores debe basarse en la calibración de núcleos y afloramientos. Los resultados de la división también se pueden verificar sintetizando registros sísmicos y convirtiéndolos en curvas de registros de tiempo de viaje en dos direcciones, y calibrando discordancias sísmicas u otros tipos de interfaces. la perforación. La identificación de los límites del ciclo sísmico también debe basarse en el análisis del ciclo de registro en los perfiles de perforación.

(2) Tecnología de contraste isócrono del ciclo estratigráfico

La correlación estratigráfica de alta resolución es una comparación de estratos e interfaces contemporáneos, en lugar de una comparación de amplitudes de ciclo y tipos de rocas. Un ciclo completo de cruce del nivel base y el aumento o disminución asociado en el espacio de alojamiento se compone de un ciclo estratigráfico completo que representa unidades de tiempo dicotómicas (cada parte representa el ascenso y descenso del nivel base) en el registro estratigráfico. por hemiciclos asimétricos y composiciones de interfaz de erosión y no deposición.

Cross (1994) creía que en la correlación de secuencia genética, se puede utilizar el punto de inflexión del ciclo del nivel base, es decir, la posición de transición del nivel base de caída a subida o de subida a bajada. como primera opción para la correlación estratigráfica temporal. Debido a que el punto de transición es la posición límite donde el espacio de acomodación aumenta al valor máximo o disminuye al valor mínimo, es decir, el tiempo de bisección del ciclo del plano base es una secuencia de roca continua. La posición y proporciones de las rocas y las interfaces son función del espacio de alojamiento y del suministro de sedimentos. Por lo tanto, en comparación, es necesario analizar el proceso estratigráfico para saber cuándo comparar roca con roca, roca con interfaz o cara con cara. El diagrama espacio-temporal es el método más eficaz para la inversión espacio-temporal de secciones estratigráficas. Es útil para comprender la respuesta estratigráfica (roca + interfaz) de los procesos geológicos (tiempo-diez-espacio), determinando cuándo realizar la comparación de rocas. interfaz de comparación de rocas o relación de superficie, probando así la secuencia. La confiabilidad de la comparación es muy útil.

Dado que los registros estratigráficos de los cambios en el nivel de base aparecen regionalmente con frecuencias de múltiples niveles (ciclos de múltiples niveles) y pueden abarcar varios ambientes deposicionales, la correlación estratigráfica basada en la identificación del nivel de base no depende del ambiente deposicional. Tampoco es necesario conocer la posición y dirección del movimiento del nivel del mar.

El Anexo 4-11 muestra el modelo de formación del reservorio, los cambios espaciotemporales en el espesor y la correlación estratigráfica de la secuencia estratigráfica de la llanura costera-mar somero del ambiente sedimentario.

Figura 4-11 Diagrama esquemático de comparación dinámica estratigráfica de un ambiente sedimentario marino poco profundo (basado en Cross, 1994)

3 Ejemplos de aplicación

(A) Alta altitud de los estratos marinos Estratigrafía de secuencia de resolución

El grupo estratigráfico genético de Cross (1994) estableció un modelo de correlación de rocas siliciclásticas entre llanura costera y mar poco profundo y explicó la división de volumen y el método de correlación del tracto del sistema. Se puede ver en la Figura 4-12 que con la migración del ciclo de nivel base de largo y corto plazo que se adapta a ubicaciones geográficas espaciales, se depositaron diferentes secciones estratigráficas en diferentes ubicaciones geográficas en las facies neríticas de la llanura costera. El engrosamiento y adelgazamiento de las formaciones y la simetría de las secuencias de fases son regulares. El ciclo vertical de los sedimentos de la llanura costera se espesa durante los períodos de aumento del nivel de base y se vuelve más delgado durante los períodos de disminución del nivel de base. Los cambios en el espesor reflejan cambios en la relación (A/S) entre el espacio de contención y el sedimento que llena ese espacio. En términos de simetría del ciclo, las llanuras aluviales tienen ciclos asimétricos de "profundización ascendente" durante el aumento del nivel base, y los ciclos de caída del nivel base generalmente aparecen como discordancias. La llanura costera tiene un ciclo simétrico que consiste en ascenso y descenso simultáneos del nivel base, y un ciclo simétrico que consiste en secuencias de fases de "bajamiento ascendente" y "profundización ascendente". Las áreas costeras poco profundas generalmente desarrollan sólo secuencias asimétricas de facies "poco profundas-hacia arriba" depositadas durante la caída del nivel de base, mientras que el aumento del nivel de base está representado por transgresiones y superficies de lavado. La simetría de la circulación hacia el mar aumenta. La simetría de la secuencia de fases refleja los cambios en la proporción de sedimentación y la proporción del tiempo representado por los sedimentos con respecto al tiempo representado por la "superficie" durante los ciclos de subida y bajada del nivel base, y está estrechamente relacionada con la topografía antigua.

El Anexo 4-11 muestra el modelo de acumulación de secuencia, los cambios temporales y espaciales en el espesor y la correlación estratigráfica de secuencia en el ambiente sedimentario de llanura costera-mar poco profundo. Desde la llanura costera a través de la plataforma poco profunda hasta la pendiente, las secuencias genéticas y las secuencias de fases que componen la secuencia migran con el tiempo. Durante la caída a largo plazo del nivel base, aunque el ciclo a corto plazo tiene las características de cambios cíclicos, la tendencia general es que el espacio disponible disminuye gradualmente. A medida que el espacio de acomodación disminuye, los ciclos de plataforma poco profundos se espesan gradualmente y aparecen ciclos más asimétricos cuando el nivel de base desciende.

Cuando el espacio de acomodación se reduce hasta cerca o al valor mínimo del espacio de acomodación, el espesor del ciclo disminuye y la parte superior es una superficie de discordancia causada por la disminución del nivel de base o una superficie no sedimentaria formada cuando pasan los sedimentos. por. Por el contrario, los sedimentos de la llanura costera se adelgazaron gradualmente y estuvieron dominados por ciclos asimétricos de ascenso del nivel de base. La transición del nivel base de largo plazo al alza marca el comienzo de otra cortina de tiempo, pero la tendencia general del espacio de acomodación es aumentar. A medida que aumenta el espacio de alojamiento, el ciclo de la plataforma poco profunda cambia de asimétrico a simétrico y su espesor disminuye gradualmente. En el ciclo de la llanura costera, la simetría aumenta, el espesor aumenta gradualmente y se depositan y conservan más sedimentos durante el ascenso y descenso del ciclo del nivel base.

Figura 4-12 La división de volumen y los cambios de simetría del ciclo del dominio de fase de llanura costera-mar poco profundo donde se cruza el ciclo del nivel base (según Cross, 1994)

1 —— Superficie máxima de inundación; 2 -Superficie de socavación transgresiva; 3-discordancia de caída del nivel de base; 4-hundimiento; 5-erosión

(2) Aplicación de estratigrafía de secuencia de alta resolución en estratos no marinos

Este artículo selecciona ejemplos de análisis de estratigrafía de secuencias de alta resolución de estratos lacustres delta de ríos, estratos aluviales, sedimentos lacustres y sedimentos eólicos como representantes típicos para ilustrar la aplicación de teorías y métodos de análisis de estratigrafía de secuencias de alta resolución.

1. Un ejemplo: la Cuenca Terciaria de Yuyingta en el Medio Oeste de Estados Unidos.

La cuenca Yuyingta está ubicada en las Montañas Rocosas en el medio oeste de los Estados Unidos. Es una gran depresión entre montañas que se desarrolló sobre el fondo de la cuenca del antepaís del Cretácico Inferior.

A través de una investigación estratigráfica de alta resolución sobre las facies delta-lacustres fluviales de la Formación Green River del Eoceno en la cuenca sur de Uinta en el medio oeste de los Estados Unidos, se identificaron cuatro ciclos de nivel base a largo plazo y una secuencia genética. Se estableció el modo de contraste. En el ciclo de basamento de los estratos, a medida que cambia la relación entre el espacio de acomodación y el suministro de sedimentos, se pueden desarrollar diferentes tipos de rocas, secuencias de fases y combinaciones de facies en el mismo entorno de depósito, como deltas, lagos marginales y lagos abiertos. En la misma secuencia genética, las características cíclicas también tienen patrones obvios a seguir. La facies de la llanura del delta es principalmente un ciclo asimétrico compuesto por facies de canales ramificados y sedimentación entre canales formada durante el aumento del nivel de base. Las facies de borde de lago desarrolladas en el delta son un ciclo simétrico compuesto por facies de canal ramificado depositadas durante el período de ascenso del nivel base y facies de orilla de lago o facies de barra de boca durante el período descendente. En dirección a la fase de lago poco profundo, el delta se caracteriza por un ciclo simétrico compuesto por la fase de barra de playa carbonatada que se forma cuando el nivel base sube y la fase de llanura de lodo que se forma cuando el nivel base baja en dirección a la cuenca; La fase de lago poco profundo se caracteriza por ciclos principalmente asimétricos. En las diferentes etapas evolutivas de la cuenca, existen diferencias significativas en la estructura estratigráfica, el patrón de depósito, la simetría de los ciclos de corto plazo y la división del sistema de facies sedimentarias en los dominios de los ciclos de largo plazo en el nivel de base. Investigaciones adicionales también demostraron que los cambios en la porosidad y permeabilidad de las areniscas de canales ramificados también están relacionados con la posición de sus unidades estratigráficas de origen en el ciclo del nivel base a largo plazo. La investigación sobre las facies fluviales y lacustres del Eoceno en la cuenca de Youyingta muestra que, basándose en la división de volumen, el modelo de formación de yacimientos, la simetría del ciclo y el principio de diferenciación de fases de los estratos genéticos, el análisis de alta resolución de los estratos de facies lacustres y los yacimientos de petróleo y gas puede Se realizará división, comparación y predicción de secuencias.

Figura 4-13 División de volumen y cambios de simetría del ciclo de facies delta-lacustres fluviales del Eoceno en el sur de la Cuenca de Youyingta (según Cross, 1994)

2. Cuenca de Llianas.

El campo petrolero Cusiana en la Cuenca de Lianos de Colombia es un gran campo petrolero descubierto en los últimos 10 años. Inicialmente se pensó que los reservorios de la Formación Mirador del Eoceno estaban compuestos principalmente de areniscas de canal incisas por llanuras aluviales y areniscas de canales de agua salobre incisas por areniscas de bahía y lutitas. Dado que se trata principalmente de sedimentación continental, la comparación es muy difícil y el patrón de distribución de la arenisca es difícil de encontrar. Utilizando la tecnología de inversión y comparación de ciclos de nivel base, se identificaron dos ciclos asimétricos de nivel base de largo plazo en la Formación Mirador (Apéndice Figura 4-14), y se pueden identificar de 3 a 4 ciclos de mediano plazo en cada ciclo de largo plazo. . El ciclo inferior a largo plazo consta de tres ciclos continentales progradacionales de mediano plazo desde el levantamiento de la discordancia hasta el Paleoceno. El medio ciclo ascendente de cada ciclo de mediano plazo consiste en arenisca de lecho cruzado de canales → limolita de lecho cruzado de canales pequeños. → lecho corrugado de limolita →Compuesto por lutitas lacustres estriadas con desarrollo de bioturbación, lo que refleja el aumento gradual del espacio de alojamiento. El medio ciclo descendente de mediano plazo es la densa y abigarrada lutita de la llanura aluvial. Por lo tanto, los dos ciclos intermedios pueden convertirse en unidades de flujo de fluido independientes.

El ciclo superior de largo plazo consta de una serie de ciclos intermedios, que incluyen canales de agua salobre (medio ciclo ascendente) y areniscas del delta de cabeza de bahía (medio ciclo descendente), que se superponen a la discontinuidad de lutita en la parte media de la Formación Mirador, coronada por por una facies marina regional termina con lutitas (superficie de inundación).

Figura 4-14 Marco de correlación estratigráfica de secuencia de alta resolución de la Formación Mirador en el campo petrolífero Cuslana, Colombia (según Cross, 1994)

Arenisca de 1 bahía y 2 bahías; delta principal; 3—canal del río (afectado por agua salobre); 4—complejo de abanicos de llanura lacustre; 5—cinturón fluvial aluvial; 6—arenisca y lutita lítica pre-eocena; Muestra que el patrón de acumulación estratigráfica del cinturón de facies de la llanura costera dominado por relleno de arena y lutita no es "similar a un laberinto", pero puede descubrirse con regularidad. Por lo tanto, el marco comparativo de alta resolución y la interpretación de las características de distribución de los yacimientos basada en un registro de pozos limitado y una pequeña cantidad de datos básicos no sólo pueden explorar y desarrollar directamente áreas conductoras de petróleo y gas, sino también predecir los tipos genéticos y las características de distribución de los yacimientos en áreas sin perforación (imagen adjunta 4-14 imagen izquierda).

3. Análisis de estratigrafía de secuencia de estratos aluviales

(1) Identificación de la interfaz de secuencia aluvial

Relativamente fácil de identificar superpuesta a rocas de raíz de esquisto marino y vetas de carbón. en lutitas marinas en límites de secuencias regionales o depósitos de ríos trenzados, o en sucesiones aluviales delgadas que socavan profundamente los estratos marinos subyacentes. La base para identificar interfaces de secuencia aluvial incluye principalmente:

A. Identificar interfaces de secuencia a través de relaciones angulares. Esto es particularmente confiable en formaciones de facies cercanas a la costa donde los lechos marcadores están ampliamente distribuidos. En los estratos continentales, especialmente los aluviones, debido a la escasez de capas marcadoras y la falta de datos bioestratigráficos, la mayor parte del aluvión tiene una distribución regional discontinua y carece de afloramientos. Además de relaciones angulares obvias, la identificación de la interfaz de secuencia es más difícil. Keith et al. (1994) creían que al revelar la geometría estratigráfica que puede adaptarse a cambios repentinos en las tasas de cambio espacial, se pueden identificar los límites de secuencia que reflejan el impulso del ciclo heterodino. Casi no existen estándares claros, pero la socavación local es mayor en ancho y profundidad. que la socavación fluvial. Esto indica que se produjo una socavación aluvial, especialmente en las capas donde el tamaño y la composición del grano del sedimento cambiaron significativamente.

b.Identificación de interfaces de secuencia a través del patrón de superposición de cuerpos de arena de valles fluviales. El patrón de superposición de los cuerpos de arena refleja cambios en la velocidad de formación del espacio de acomodación. Las unidades de cuerpos de arena de canales de múltiples capas y ramificaciones con arenisca pura y arenisca gruesa intercaladas generalmente representan un aumento de baja velocidad en el nivel de la base de la formación. La tasa de formación del espacio de alojamiento aluvial controla el grado de mezcla de las areniscas fluviales. Los cuerpos de arena mixtos multilaterales de múltiples capas generalmente cubren directamente la interfaz de secuencia impulsada por fenómenos de ciclo asimétrico, o cubren directamente la veta de carbón principal, y se pueden rastrear a lo largo de la trayectoria durante varios kilómetros. Por ejemplo, Keith et al. (1994) identificaron superficies de erosión profunda local obvias en el complejo lateral de relleno de río mixto de arena y grava de los estratos del Cretácico en Argentina;

Determinan los límites de la secuencia regional basándose en el aluvial. subcotización. La incisión causada por los niveles de la base estratigráfica generalmente está controlada por la pendiente entre la plataforma poco profunda y la llanura de inundación. Si la pendiente de la plataforma continental poco profunda es mayor que la de la llanura aluvial, el cambio relativo del nivel del mar generalmente resultará en una incisión en un fondo de pendiente suave con pendientes similares entre la plataforma marina poco profunda y la llanura aluvial, el movimiento descendente de; El nivel de base estratigráfico sólo provocará una ligera incisión en el río, y el perfil del río sólo se extenderá hacia el mar. Extendido o acompañado de cambios en el tipo de valle, el desplazamiento hacia abajo del nivel de base aumenta la cantidad de sedimento de grano fino que ingresa a la cuenca. Si la pendiente de la plataforma marina poco profunda es menor que la pendiente del perfil del río, la disminución del nivel base solo va acompañada de una sedimentación obvia sin socavamiento;

d. Identificación de interfaces de secuencia basadas en capas de suelo antiguas. En áreas interfluvios, la distribución de las capas de paleosuelos es de gran importancia para la identificación de interfaces de secuencia. La profundidad y madurez del desarrollo del paleosuelo reflejan en parte la duración de la exposición de la superficie y las bajas tasas de sedimentación.

(2) Determinación de la "superficie máxima de inundación aluvial"

Los predecesores han estudiado en detalle las características de la superficie máxima de inundación, entonces, ¿qué tipo de estratos en los estratos aluviales están relacionados? a la crecida máxima ¿Están en el mismo periodo? El modelo conceptual de Posamentier et al., combinado con las simulaciones numéricas de Judge (1988), Ross (1990) y Lawrence (1990), mostró que la superficie de inundación máxima refleja el rápido aumento del nivel de base estratigráfico y conecta pequeñas regresiones secuencias costeras con pequeña La secuencia de agradación estratigráfica cercana a la costa está separada. En las formaciones aluviales, los períodos de máxima inundación no están marcados por la condensación sino por el grado de intrusión de la acción de las mareas en áreas que de otro modo estarían controladas por procesos puramente fluviales.

Shanley et al. (1994) confirmaron que en los estratos fluviales, el rango de influencia de las mareas puede extenderse desde el mismo período de sedimentación costera hasta 65 km tierra adentro, y puede establecer una correlación temporal con la superficie máxima de inundación en los estratos marinos. La superficie máxima de inundación durante los procesos de mareas tierra adentro está controlada por los efectos combinados de la descarga de los ríos, las tasas de elevación del nivel del lecho, la geografía física y el rango de mareas. Los estudios de estuarios y sistemas fluviales modernos también confirman que las influencias de las mareas pueden extenderse decenas de miles de metros tierra adentro desde la costa cíclica. En las áreas de ríos costeros afectados por las mareas, el agua fluye en contracorriente para producir "lodo líquido", o capas de lodo se depositan en la zona de máxima turbiedad, desarrollando clastos avulsionados, lechos planos y capas de rocas heterogéneas inclinadas. Los sedimentos cuaternarios de la llanura costera que llenan los valles profundos a lo largo del sureste de los Estados Unidos registran depósitos estuarinos cubiertos por facies fluviales durante los cambios relativos del nivel del mar del Pleistoceno.

El tipo de registro sedimentario continental varía mucho dependiendo de si la superficie de inundación se limita al valle del río o se extiende hasta el interfluvio. Si la extensión de la transgresión marina es pequeña y no afecta la tierra interfluvial, entonces los sedimentos estuarinos superpuestos de las facies interfluviales en el valle son lateralmente equivalentes a las capas de lutita de la tierra interfluvial. El aumento del nivel de base suele provocar un aumento correspondiente del nivel freático y malas condiciones de drenaje en el borde del valle del río: cuando las condiciones de drenaje son buenas en la etapa inicial y los depósitos de lodo oxidado están sumergidos, lodo de pantano mal drenado se pueden formar depósitos si la intrusión marina es grande, entre ríos. El suelo quedó sumergido y los sedimentos fangosos quedaron cubiertos por sedimentos marinos poco profundos. Las inundaciones en los valles fluviales y entre ríos se caracterizan por acumulaciones sedimentarias con un deterioro progresivo de las condiciones de drenaje aguas abajo del sistema fluvial.

(3) Identificación de tramos del sistema aluvial

Sinclair et al. (1993) establecieron los cambios de nivel de base estratigráfico y el marco de secuencia fluvial a través de investigaciones sobre los estratos aluviales de Caperowitz en el sur de Utah. La relación entre las plataformas (Figura 4-15), los tramos del sistema de rodal bajo, transgresivo y de rodal alto se identifican en los estratos aluviales. A través de estudios de geometría de facies y criterios sedimentológicos, estas formaciones pueden rastrearse hasta formaciones marinas cíclicas. Los tramos de sistemas de aguas bajas se caracterizan por depósitos fluviales en valles profundos con distribución limitada y comprimidos lateralmente hacia los márgenes de la cuenca. La estructura interna del tramo del sistema está dominada por depósitos de arena y grava cargados en el fondo con una secuencia compleja de rellenos fluviales mixtos, engrosados ​​hacia arriba y engrosados. Los tramos de sistemas transgresivos generalmente se superponen directamente a las interfaces de secuencia, y sus bases generalmente consisten en depósitos de arena fluvial mezclados lateralmente que contienen una alta proporción de areniscas de relleno de canales de grano grueso interconectadas, que gradualmente se convierten en depósitos de canales de capas delgadas relativamente aislados intercalados con finos. -Estratos de llanura aluvial granulada y depósitos de relleno de canales de litofacies heterogéneas controladas por mareas. Este cambio gradual de areniscas mixtas a depósitos aislados controlados por mareas, o la secuencia de adelgazamiento ascendente desde depósitos cargados en el fondo a depósitos mixtos suspendidos cargados de masa, revela las características de la superposición costera superior y los tramos del sistema fluvial transgresivo, a saber, reflejando el aumento en espacio de alojamiento durante el período de aumento del nivel de base estratigráfico, estos estratos fluviales controlados por mareas son los estratos sincrónicos con la mayor inundación de estratos marinos y cercanos a la costa durante el mismo período el tramo del sistema de nivel freático alto está compuesto principalmente por arena suspendida, con una gran cantidad de secciones fangosas ya que las características incluyen sedimentos de cuenca de inundación de grano fino, areniscas fluviales aisladas y distribución intermitente de carbón fino y lutitas carbonosas. , indicando que se trata de un producto sedimentario con espacio de alojamiento limitado, presentando un paisaje natural con una pequeña pendiente fluvial.

Figura 4-15 Relación entre los marcos de secuencia costera y fluvial en función del cambio de nivel de base (según Sinclair et al., 1993)

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Los cambios en el nivel relativo del mar afectan significativamente a la posición de la interfaz de equilibrio entre la llanura costera y la llanura costera, controlando así el marco estratigráfico correspondiente. Sin embargo, a medida que se desarrolla gradualmente tierra adentro, el impacto de los cambios relativos del nivel del mar en el espacio de alojamiento y la interfaz de equilibrio se está debilitando. De hecho, la relación entre la geometría estratigráfica continental y el nivel relativo del mar se ha desdibujado. En el contexto lacustre, los cambios en el nivel del lago afectan el marco estratigráfico lacustre, independientemente de si el lago está abierto o cerrado. En primer lugar, se demuestra el impacto del nivel del agua del lago en la distribución física de la energía en espacios residenciales y entornos lacustres. En este sentido, los efectos de los cambios en el nivel del lago en los estratos de facies fluviales y fluviales adyacentes son similares a los efectos del nivel relativo del mar en los océanos y las llanuras costeras. Los cambios en la superficie del lago determinan el área de agua afectada por el viento y las olas, controlando el grado de estratificación o mezcla de la densidad de la columna de agua. Primero, el marco estratigráfico lacustre refleja el producto de la interacción de la inyección de sedimentos y los cambios en el espacio de acomodación causados ​​por cambios en los niveles del agua del lago. En segundo lugar, los cambios en el nivel del agua del lago también afectan el sistema hídrico de la cuenca. Esto es similar al efecto que tienen los cambios del nivel del mar en los sistemas de agua que fluyen hacia las cuencas. Por lo tanto, el momento de la erosión y sedimentación del río cerca de la orilla del lago coincide con el nivel del lago, y su correlación disminuye al aumentar la distancia desde la orilla del lago.

Shanley et al. (1994) revelaron a través de un estudio de estratigrafía de alta resolución de los estratos del Cretácico en Argentina que las interfaces de secuencia y sus unidades sedimentarias se encuentran ampliamente distribuidas debido a cambios en el nivel base estratigráfico, que es el nivel del lago, el clima, la procedencia. y función relativa del cambio del nivel del mar. Olsen (1991) estudió el grupo Pérmico Rotliegends en los Países Bajos en relación con los ciclos climáticos y creía (Figura 4-16) que los límites de las secuencias sedimentarias lacustres representan los productos de los bajos niveles de los lagos formados bajo condiciones climáticas gradualmente áridas. El tramo del sistema de aguas bajas se caracteriza por el sistema de evaporita en el centro de la cuenca del lago y depósitos erosionados por el viento ampliamente distribuidos en la zona de transición; el tramo del sistema transgresivo está compuesto por lagos y marismas en el centro de la cuenca del lago; la zona de transición está compuesta por llanuras de arena húmeda, y los valles secos y llanuras de arena se distribuyen a lo largo del borde de la cuenca. Entre estas formaciones, el signo de la superficie de inundación máxima es: las combinaciones de facies lacustres están ampliamente distribuidas en el centro del lago, y los depósitos de facies fluviales y de Sabha interior están ampliamente distribuidos en el borde de la cuenca del sistema de nivel freático alto; se compone principalmente de marismas y depósitos de facies lacustres en el centro de la cuenca. Compuesta, la zona de transición y el borde de la cuenca se componen de depósitos de llanuras arenosas de valle húmedo y valle seco, respectivamente.

5. Estratigrafía de secuencia sedimentaria eólica

En los sistemas eólicos, la conservación de grandes cantidades de sedimentos está relacionada con superficies de erosión eólica ampliamente distribuidas y controladas por los niveles freáticos. Estas superficies eólicas regionales, llamadas superficies de Stokes, se encuentran en una variedad de ambientes de depósito eólico, incluidos mares de arena costeros y continentales. Los estudios han demostrado que una sola superficie de Stokes podría cubrir decenas de kilómetros cuadrados. Por lo tanto, dentro del rango de equilibrio, puede servir como dato estratigráfico en sistemas eólicos en comparación con la erosión y la altura del nivel freático. Los diferentes tipos de superficies de Stokes (hipersuperficies) reflejan los cambios en la tasa de aumento del nivel de base estratigráfico, proporcionando un marco sistemático para el análisis de los estratos eólicos. Porque la superficie de Stokes es función del cambio climático, cambio del nivel del mar, movimiento tectónico o migración del mar de arena (Michael et al., 1992). En los sistemas eólicos con cuencas marinas o lagos, la altura del nivel freático está estrechamente relacionada con los cambios en los niveles de agua de los lagos o los niveles relativos del mar. Además, el nivel freático local se puede utilizar como superficie equipotencial regional del nivel base estratigráfico. Claramente, estas superficies equipotenciales en los sistemas eólicos pueden no estar relacionadas con el nivel del mar, pero de hecho pueden reflejar cambios climáticos a largo plazo en las tierras altas cercanas.

Figura 4-16 Modelo de desarrollo de secuencia de lagos Half-graben (basado en Olsen, 1991)

Actualmente, la aplicación de conceptos de estratigrafía de secuencia en estratos eólicos se limita a facies lacustres y eólicas. estratos intercalados. Sin embargo, se ha confirmado la intercapación eólica y marina en el Holoceno y los paleoestratos, lo que puede revelar la relación entre los sistemas sedimentarios marinos y los estratos eólicos del mismo período. Porque en los fondos eólicos, los niveles de agua subterránea controlan el espacio de alojamiento, posiblemente relacionado con cambios en el nivel relativo del mar. El estudio de estas formaciones permite la aplicación de conceptos de estratigrafía secuencial a los estratos eólicos.

Uno de los pocos ejemplos de estratigrafía de secuencia de sistemas eólicos proviene de las areniscas del Jurásico de la Mesa de Colorado. Los resultados muestran que el desarrollo de las secuencias de sistemas eólicos está controlado por los efectos integrales del suministro de sedimentos, las fluctuaciones del nivel del agua subterránea, el hundimiento estructural y el cambio climático. Entre ellas, se cree que aquellas areniscas de estrato grueso con una pequeña cantidad de superinterfaces se formaron durante períodos de bajos niveles de agua en relación con el nivel del mar. Estas formaciones se conocen como sistemas eólicos "secos" y reflejan niveles de agua más bajos y mayor sedimento. inyección. Por el contrario, las areniscas relativamente delgadas cortadas por múltiples superinterfaces, conocidas como sistemas eólicos "húmedos", representan una menor inyección de sedimentos y reflejan niveles de agua altos y fluctuantes durante los períodos de nivel relativamente alto del nivel del mar. Estos estudios confirman que en algunas secuencias estratigráficas eólicas también se pueden reconocer extensiones de sistemas similares a los encontrados en sedimentos marinos y fluviales.