CHƯƠNG 1 KHÁI QUÁT ĐẶC ĐIỂM ĐỊA CHẤT KHU VỰC
2.3. PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU
2.3.1. Phương pháp địa tầng phân tập
1. Khái niệm
a) Địa tầng phân tập
Địa tầng phân tập là khái niệm khơng mới, nó được phát triển trên cơ sở các quan điểm về địa chấn địa tầng và mối quan hệ với sự thay đổi mực nước biển toàn
cầu ngay từ những thập kỷ 50 và 60. Người khởi xướng đầu tiên là Sloss và nnk
(1949) xuất phát từ khái niệm tập (sequences) và định nghĩa “Tập là đơn vị trầm
tích được giới hạn bởi hai bất chỉnh hợp” [25, 26, 27]. Nhưng đến mãi thập kỷ 80
(từ 1980), phương pháp địa chấn địa tầng đã được mở rộng nhờ các mơ hình khơng gian tích tụ của Jervey, Posamentier và Vail (1988), Vail và Baum (1988)…[26, 38, 41]. Chính nhờ các cơng trình nghiên cứu trong giai đoạn này đã củng cố thêm và tạo được nền tảng cho sự ra đời của phương pháp địa tầng phân tập “sequence
stratigraphy” và đã đưa ra được khái niệm và mơ hình về địa tầng phân tập:
Theo Posamentier, Jervey và Vail (1988): “Địa tầng phân tập (sequence
stratigraphy) là một chuyên ngành của địa tầng nghiên cứu các mối quan hệ của đá trong khung thời địa tầng trong đó các đá sắp xếp theo
chu kỳ và bao gồm các đơn vị trầm tích có quan hệ với nhau về nguồn gốc” [38].
Theo Van Wagoner, Mitchum và nnk (1990) đã định nghĩa: “Địa tầng
phân tập nghiên cứu các tướng trầm tích có liên quan nguồn gốc với nhau trong phạm vi một khung các bề mặt quan trọng về thời địa tầng” [45].
Trên cơ sở hai định nghĩa trên cho thấy: “Bản chất của phương pháp địa tầng
phân tập là nghiên cứu mối quan hệ giữa sự dao động của mực nước biển với q
trình tích tụ trầm tích, nhằm làm sáng tỏ quy luật phân bố tướng trầm tích theo
khơng gian và thời gian thông qua các tài liệu: địa chấn, địa vật lý giếng khoan, thạch học và tài liệu cổ sinh”.
b) Mực nước biển
Mực nước biển tương đối (relative sea level) là khoảng cách giữa mặt biển và
mặt mốc chuẩn thường là mặt móng hoặc một bề mặt gần đáy biển (Posamentier và nnk, 1988) [38, 44]. Sự thay đổi tương đối của mực nước biển là sự nâng lên hoặc hạ xuống biểu kiến của mực nước biển so với bề mặt lục địa. Nhìn chung sự thay
đổi tương đối có thể xảy ra trên quy mô địa phương, khu vực hay toàn cầu
(Mitchum và Vail 1977) [43].
Mực nước biển chấn tĩnh hay đẳng tĩnh (eustatic sea level) là độ cao mực
nước biển trên toàn cầu so với mốc cố định là tâm trái đất và chúng được nhận biết
qua liên kết toàn cầu về sự thay đổi mực nước biển tương đối (Kendall và Lerche 1988) (Hình 2.2) [30].
Hình 2.2: Quan hệ giữa mực nước biển đẳng tĩnh và mực nước biển tương đối
2. Lựa chọn mơ hình địa tầng phân tập
Hiện nay, mơ hình địa tầng phân tập (Sequence stratygraphy) được áp dụng
rộng rãi trên thế giới và Việt Nam, đối với các thành tạo trầm tích Cenozoi. Nhưng
khơng một mơ hình địa tầng phân tập nào được áp dụng cho toàn bộ các khu vực
nghiên cứu trên toàn thế giới cũng như ở Việt Nam. Đồng thời mỗi mơ hình địa
tầng phân tập lại có một định nghĩa khác nhau về ranh giới phân chia tập và phân chia ra các hệ thống trầm tích khác nhau trong một chu kỳ dao động mực nước biển (Hình 2.4). Nếu tính từ năm 1949 đến nay có thể khái quát được sự phát triển các
mơ hình địa tầng phân tập của những tác giả như: Sloss và nnk (1949), Vail và
Mitchum (1977)…và Embry& Johannessen (1992) (Hình 2.2) [28, 43].
Hình 2.4: Vị trí ranh giới phân chia tập và các hệ thống trầm tích của các mơ hình
địa tầng phân tập (theo Catuneanu, 2006)
Trong các mơ hình trên, ta có thể thống kê thành 3 kiểu mơ hình cơ bản nhờ vào việc phân chia chi tiết các hệ thống trầm tích trong một tập ứng với một chu kỳ dao động mực nước biển như sau:
Kiểu mơ hình địa tầng phân tập phân chia chi tiết thành 3 hệ thống trầm tích
cơ bản trong một tập: hệ thống trầm tích biển thấp (LST), hệ thống trầm tích biển
tiến (TST), và hệ thống trầm tích biển cao (HST). Kiểu mơ hình này điển hình cho các tập trầm tích kiểu II, kiểu III (Hình 2.3) và kiểu nguồn gốc. Các kiểu này có sự khác nhau về vị trí ranh giới phân chia tập [33, 37, 38, 44, 45].
Kiểu mơ hình địa tầng phân tập phân chia thành 4 hệ thống trầm tích: hệ
thống trầm tích biển hạ (FSST), hệ thống trầm tích biển thấp (LST), hệ thống trầm tích biển tiến (TST), và hệ thống trầm tích biển cao (HST). Khởi sướng cho kiểu trầm tích này là Hunt và Tucker (1992,1995) và Plint và Nummedal (2000) [34, 35, 36].
Kiểu mơ hình tập biển tiến – thối: đại diện là Johnson & Murphy (1984) và
thối được hình thành trong một chu kỳ dao động mực nước biển các tác giả đã chia
thành hai hệ thống trầm tích tương ứng: hệ thống trầm tích biển tiến (TST) và hệ thống trầm tích biển thối (RST).
Phân tích ưu điểm nhược điểm của từng mơ hình, khả năng ứng dụng và
nguồn tài liệu hiện có phục vụ cho luận văn, tác giả đã lựa chọn mơ hình địa tầng phân tập của Embary & Jonhannessen (1992) [28] áp dụng cho việc phân chia địa
tầng trầm tích Oligocene – Miocene phần phía Tây trũng trung tâm bể Nam Côn
Sơn. Cơ sở phân chia tập dựa vào ranh giới bề mặt biển thoái cực đại (MRS) làm
ranh giới giới hạn tập. Mỗi một tập được hình thành trong một chu kỳ dao động mực nước biển tương ứng với hai giai đoạn biển tiến và biển thoái. Kết thúc thời kỳ cuối của một tập (sequences) tương ứng với việc kết thúc một hệ thống trầm tích
được hình thành trong giai đoạn biển thoái (RST) nằm phủ trên hệ thống trầm tích
biển tiến (TST) và ranh giới phân chia hai hệ thống trầm tích là bề mặt ngập lụt cực
đại (MFS).
3. Ranh giới địa tầng phân tập và kiểu cấu tạo
a) Ranh giới địa tầng phân tập
Theo mơ hình địa tầng phân tập của Embry& Johannessen (1992) bề mặt
ranh giới bao gồm: ranh giới tập là bề mặt biển thoái cực (MRS) và ranh giới phân chia hệ thống trầm tích trong tập tương ứng với bề mặt ngập lụt cực đại (MFS) [28]:
Bề mặt biển thoái cực đại (maximum regressive surface - MRS): được
thành tạo vào giai đoạn cuối cùng của thời kỳ biển thoái (kết thúc biển
thoái). Khi biển thối ở đây có thể xảy ra q trình bào mịn, đào khoét
các thành tạo trước đó do phát triển các con sơng đang có xu hướng
vươn ra xa phía thềm. Q trình bào mịn này tạo nên một bề mặt bất
chỉnh hợp thể hiện một thời kỳ kết thúc thời gian thành tạo hệ thống trầm tích biển thối (RST) và chuẩn bị chuyển sang một hệ thống trầm tích mới. Điều đặc biệt hơn nữa, khi mực nước biển hạ thấp đến tận
tạo nên một phức hệ turbidit tạo thành các quạt ngầm, dấu hiệu quan trọng để nhận biết được hướng cung cấp vật liệu vào bể.
Bề mặt ngập lụt cực đại (maximum flooding surface - MFS): theo mơ
hình của Embary & Jonhannessen (1992) MFS tương ứng với bề mặt
ngập lụt cực đại của các mơ hình địa tầng phân tập khác. Chúng được
hình thành khi tốc độ dâng cao mực nước biển giảm xuống và ở đó
khơng gian tích tụ cân bằng với tốc độ cung cấp trầm tích. Khi đó q trình biển tiến dừng lại và đường bờ mới đầu vẫn đứng yên rồi sau đó
có xu hướng bắt đầu di chuyển về phía biển. Theo khơng gian và thời
gian bề mặt này thường ứng với các trầm tích chứa than hay các lớp đá phiến sét [28, 30,39, 40].
b) Các kiểu cấu tạo
Sự thay đổi mực nước biển ứng với quá trình biển tiến, biển thối và thời kỳ biển tương đối bình ổn nói lên sự dịch chuyển vị trí của đường bờ theo không gian và thời gian. Muốn tìm hiểu sự dịch chuyển đường bờ đó ta cần phải xem xét trật tự sắp xếp của các tầng trầm tích và vị trí phân bố của các tướng trầm tích đó theo không gian trên mặt cắt (kiểu cấu tạo trầm tích) [44, 45]:
Kiểu cấu tạo phủ chồng (aggradation) là dạng cấu tạo mà trong mặt cắt
khơng thấy sự thay đổi về tướng trầm tích (khơng có sự chuyển tướng) tức là tại khu vực đó khơng gian tích tụ cân bằng với tốc độ cung cấp trầm tích (Hình 2.5).
Kiểu cấu tạo phủ chồng tiến (progradation) được hình thành khi tốc độ cung
cấp trầm tích cao hơn tốc độ tạo khơng gian tích tụ, trầm tích aluvi, châu thổ phủ lên trầm tích biển nơng ven bờ, trầm tích biển nơng ven bờ phủ lên trầm tích biển nơng xa bờ..., thì được xếp vào kiểu cấu tạo phủ chồng tiến.
Kiểu cấu tạo phủ chồng lùi (retrogradation) đặc trưng cho biển tiến khi ở đó
tốc độ tạo khơng gian tích tụ lớn hơn tốc độ cung cấp trầm tích thì tướng trầm tích aluvi, châu thổ sẽ bị phủ bởi trầm tích biển nơng ven bờ.
Hình 2.5: Mặt cắt các kiểu cấu tạo của nhóm phân tập (theo Van Wagoner et al., 1990)
4. Các đơn vị của địa tầng phân tập
a) Hệ thống trầm tích
Theo mơ hình địa tầng phân tập của Embry& Johannessen (1992), một tập
(sequence) bao gồm 2 miền hệ thống trầm tích. Bắt đầu một tập là hệ thống trầm tích biển tiến (TST) và kết thúc là hệ thống trầm tích biển thối [38]:
Hệ thống trầm tích biển thối (regressive Systems Tract - RST):
Hệ thống trầm tích biển thối được thành tạo trong giai đoạn từ sau khi biển tiến lên cực đại đến khi biển thoái xuống tới mức cực đại để hình thành nên bề mặt biển thối cực đại ứng với ranh giới dưới của tập tiếp theo. Trong giai đoạn này, các thành tạo trầm tích tương ứng được sắp xếp theo kiểu phủ chồng tiến. Vật liệu trầm
tích cung cấp cho bể chủ yếu có nguồn gốc từ các con sông đã đào khoét và vận
chuyển trầm tích ra biển khi mực nước biển hạ thấp. Cuối giai đoạn này, q trình bào mịn thềm của giai đoạn trước đó giảm dần thay vào là sự phát triển của các cấu
tạo turbidit và trầm tích cũng bắt đầu hình thành trên quạt chân sườn để tạo nêm
tăng trưởng.
Hệ thống trầm tích biển tiến (Transgressive Systems Tract - TST):
Cuối giai đoạn hình thành miền hệ thống trầm tích biển thối. Tốc độ dâng cao mực nước biển đã tăng và tăng nhanh hơn so với tốc độ cung cấp trầm tích tạo nên các hệ thống trầm tích biển tiến (TST). Lúc này, lượng trầm tích cung cấp cho bể khơng được nhiều làm cho các lớp trầm tích tương đối mỏng ở phần trung tâm bể
vì lúc này khơng gian tích tụ được mở rộng hơn mà lượng trầm tích cung cấp ra
cũng ít hơn. Khơng những thế, mực nước biển đã tạo nên các cửa sơng hình phễu vì các thung lũng bị ngập lụt do nước biển.
b) Tập và vĩ tập
Tập (Sequence): “Tập là đơn vị trầm tích được giới hạn bởi hai bất chỉnh
hợp” (Sloss và nnk, 1949). Trên cơ sở khái niệm đầu tiên về tập, các tác giả sau này
đã định nghĩa chi tiết hơn về khái niệm tập (sequences). Theo Embry& Johannessen
(1992)“ Tập là tập hợp của 2 hệ thống trầm tích TST và RST ứng với hai thời kỳ
dâng hạ mực nước biển của một chu kỳ dao động mực nước biển và được giới hạn bởi nóc và đáy là các bề mặt biển thối cực đại ” [26, 27, 38]. Xét về bản chất định
nghĩa này khơng khác gì so với định nghĩa của Sloss năm 1949. Nếu có khác chỉ
khác là Embry& Johannessen đã chi tiết hóa các đơn vị trầm tích và ranh giới bất chỉnh hợp giới hạn trong một tập.
Vĩ tập (Megasequences)
Theo Hurbard (1988) định nghĩa “ Vĩ tập là một phân vị địa tầng bao gồm
các trầm tích thuộc một pha phát triển bể riêng biệt và được ngăn cách bởi các bất chỉnh hợp khu vực rộng lớn” [25, 26, 27]. Nói cách khác có thể hiểu khái niệm vĩ tập (megasequences) là nhóm các tập (sequence) được thành tạo trong một pha phát triển bể và được giới hạn bởi các bất chỉnh hợp mang tính khu vực rộng lớn.
2.3.2. Phương pháp thạch học trầm tích
1. Phân tích thành phần khống vật
Phân tích thành phần khống vật với mục đích xác định nguồn gốc, luận giải
mơi trường và tướng trầm tích trên cơ sở phân chia ra các khống vật chính, khống
vật phụ và hàm lượng vật chất hữu cơ. Đồng thời phân tích đánh giá các tham số:
hàm lượng thạch anh (Q), hàm lượng feldspat (F), hàm lượng mảnh đá (R) … làm cơ sở cho việc phân loại, gọi tên đá và xác định nguồn gốc trầm tích [5, 16].
2. Phân loại và gọi tên đá
Phân loại đá là một việc quan trọng trong nghiên cứu dầu khí nói chung và
trong phân chia địa tầng nói riêng. Mục đích của việc phân loại là căn cứ vào các
chỉ tiêu như: độ hạt, thành phần khoáng vật, hàm lượng vật chất hữu cơ….từ đó gọi
tên đá cho chính xác nhằm phân loại ra các tầng chứa dầu khí triển vọng trong một
khu vực nhất định.
Hiện nay, trên thế giới có nhiều cách phân loại khác nhau, điển hình là các
phương pháp phân loại thuộc các nước Tây Âu và Liên Xô trước đây [16]. Xuất
phát từ mục tiêu nghiên cứu của luận văn, tác giả sẽ không áp dụng đơn thuần một
phương pháp cụ thể nào mà việc phân loại đá sẽ là kết quả tổng hợp hai phương
pháp của Nigli, Svetxop và Folk [5, 16]. Theo đó, tác giả sẽ phân chia đá trầm tích thành những loại sau:
Đá trầm tích vụn cơ học (theo Svetxop) Đá trầm tích sét (theo Svetxop)
Đá trầm tích cacbonat (theo Nigli )
Trầm tích muối (theo Nigli )
Đá trầm tích do gió và băng hà (theo Nigli ) Nhóm đá sinh vật cháy (theo Svetxop)
Đặc biệt đối với nhóm đã trầm tích vụn cơ học, các đá trầm tích cát kết lại được phân chia chi tiết theo phương pháp phân loại của tác giả R.L. Folk (1974)
(Hình 2.6). Phương pháp này hiện đang được Viện Dầu khí Việt Nam và nhiều
nước trên thế giới áp dụng.
Hình 2.6: Biểu đồ phân loại đá trầm tích gắn kết (theo R.L. Folk,1974)
R.L. Folk phân chia đá cát kết dựa vào 3 thành phần chính là: thạch anh (Q),
feldspat (F) và mảnh đá (R). Những thành phần này hầu như là những nhân tố đại diện cho hầu hết các đá thuộc nhóm trầm tích vụn cơ học nói chung và đá cát kết
nói riêng. Đồng thời nó cịn phản ánh tính tương đồng với thành phần của đá mẹ. Trên cơ sở 3 thành phần chính trên kết hợp với tỷ lệ phần trăm của chúng mà R.L. Folk đã chia làm 7 loại cát kết khác nhau (Hình 2.6) [5]:
Cát kết thạch anh (quartzarenite), subarkose, sublitharenite loại này có
thành phần thạch anh chiếm trên 75% còn feldspat và mảnh đá chiếm 25%.
Cát kết arkore, lithic arkore là cát kết trong đó hàm lượng thạch anh
chiếm ít hơn 75%, feldspat chiếm trên 25% và rất ít mảnh đá.
Cát kết litharenite chứa feldspat (Feldsparthic litharenite), litherenite là
2.3.3. Phương pháp địa chấn địa tầng
Trong nghiên cứu các bể trầm tích Đệ Tam nói chung và các bể dầu khí nói
riêng, cần chú ý đến các tài liệu về thạch học, cổ sinh, địa vật lý giếng
khoan….nhằm làm sáng tỏ mơi trường trầm tích của các giếng khoan tại khu vực
nghiên cứu. Nhưng do đặc điểm về địa hình địa mạo và điều kiện địa chất, đặc biệt là nghiên cứu các thể trầm tích ở độ sâu lên tới vài kilomet và phạm vi nghiên cứu rộng thì các tài liệu trên khơng đáp ứng được. Vì vậy, cơng tác nghiên cứu địa chất dầu khí chủ yếu dựa vào tài liệu địa chấn thông qua phương pháp địa chấn địa tầng.
Nhiệm vụ đặt ra đối với phương pháp này là từ những đặc trưng trường sóng địa
chấn xác định được ranh giới bất chỉnh hợp và xác định được tướng địa chấn cũng
như phân định được các cấu tạo tiềm năng chứa dầu khí trong các phức hệ địa chấn.
1. Cách xác định ranh giới địa chấn
Ranh giới địa chấn địa tầng là ranh giới của các bất chỉnh hợp địa tầng hoặc các chỉnh hợp liên kết được từ chúng. Dựa trên các đặc trưng phản xạ địa chấn, các
kiểu kết thúc phản xạ (Hình 2.7), các thông số về biên độ, tần số phản xạ để xác
định được các ranh giới địa chấn chính phân chia tập, nhóm phân tập, phân tập (có
thể) và phân chia ra các bề mặt ngăn cách giữa các hệ thống trầm tích. Nhưng ở đây cần lưu ý, để phân chia được chi tiết các miền hệ thống trầm tích trên cơ sở địa chấn