王飛飛，張 參，鄧 輝，郭 真，曲少東

(1.西北大學(xué)地質(zhì)系 大陸動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，陜西 西安 710069;2.中海石油(中國)有限公司天津分公司，塘沽300452)

活動(dòng)性強(qiáng)、深部作用活躍、后期改造強(qiáng)烈是中國含油氣盆地區(qū)別于世界其它盆地的重要特點(diǎn)[1-2]。后期改造可能導(dǎo)致盆地現(xiàn)今面貌易容，甚至面目全非，限制了對盆地動(dòng)力學(xué)和石油地質(zhì)學(xué)的研究深度，恢復(fù)其鼎盛時(shí)期的原始面貌將有助于這兩方面的深入研究[3]。地層剝蝕是含油氣盆地后期改造的主要表現(xiàn)形式，即是盆地古今面貌迥異的原因也是結(jié)果，在多旋回疊合盆地中尤為普遍。故地層剝蝕量恢復(fù)屬于原盆恢復(fù)的重要內(nèi)容，其意義不言而喻。

當(dāng)前恢復(fù)剝蝕厚度的方法較多[4-13]，但大多受一定的前提條件所限制，這一工作本身的特點(diǎn)決定其不可能有放之四海而皆準(zhǔn)的方法。本文重點(diǎn)從剝蝕面的判斷和有代表性的剝蝕量恢復(fù)方法對這一領(lǐng)域近年來的發(fā)展情況進(jìn)行總結(jié)探討。

1 地層剝蝕面的判斷

剝蝕會(huì)造成地層的平行不整合或角度不整合接觸。判斷是否存在剝蝕面是進(jìn)行地層剝蝕恢復(fù)的基本前提，而其總體難度較大，特別是對平行不整合。這是由于地層間的物性差不僅與剝蝕作用有關(guān)，還與地層巖性、埋深、欠壓實(shí)和成巖作用有關(guān)。如圖1所示，A、B為兩個(gè)剝蝕面，C為不整合接觸面，D為沉積間斷面。由于上述諸因素的影響，在其視物性剖面上可能會(huì)出現(xiàn)與實(shí)際情況截然相反的情況。如B界面，由于巖性等因素的影響，該界面上下的視物差為零，使這一剝蝕面被“隱藏”了，而C界面的視物性差不為零，使人誤以為C為一剝蝕面。

圖1 地層剖面中地層物性變化模型(據(jù)馬文璞，1992)

表1 地層剝蝕面判斷方法一覽表

如上可以看出，剝蝕面的識別或判斷需要一些列具體的方法手段，不同情況下識別標(biāo)志、判斷的方法不盡相同，筆者將沉積盆地研究中常用的一些識別標(biāo)志、判斷方法總結(jié)如下(表1)，并給出應(yīng)注意的問題。

2 地層剝蝕厚度恢復(fù)方法

2.1 利用地質(zhì)判別推斷進(jìn)行剝蝕厚度恢復(fù)

2.1.1 地層對比法

地層對比法的基本原理是在同一構(gòu)造層內(nèi)，由于地層沉積具有繼承性和持續(xù)性，只要上覆和下伏地層沉積環(huán)境相似，在下伏地層作為參考層，通過參考層厚度變化趨勢進(jìn)行剝蝕厚度恢復(fù)。具體方法如下:

在未遭受剝蝕地層中選擇兩點(diǎn)(圖2)，這兩點(diǎn)處地層厚度及兩點(diǎn)間的距離是可知的，未遭到剝蝕地層的變化率近似于兩點(diǎn)間的變化率，即H1=(HB-HA)/L，以此變化率作出地層在剝蝕區(qū)的趨勢線。在剝蝕地層中選擇一點(diǎn) C，它與 B點(diǎn)相距LX，該點(diǎn)的殘余厚度是可知的，設(shè)C點(diǎn)被剝蝕厚度為Hb1，原始厚度Hy可接下列兩式計(jì)算:

由于地層起伏，厚度常發(fā)生變化，這是就應(yīng)考慮殘余地層的變化情況，在殘余地層中選擇一參考層，重新計(jì)算地層厚度變化率。設(shè)C點(diǎn)參考層的厚度為Ha，D點(diǎn)參考層的厚度為 Hb，C、D點(diǎn)相距 M，則厚度在 C、D點(diǎn)及其附近的變作率為Hm，Hm=(Hb-Ha)/M，考慮到同一層沉積的繼承性，用參考層厚度變化率代替整個(gè)地層的厚度變化率，即用Hm代替H1則可繼續(xù)進(jìn)行計(jì)算。顯然，Hm可正可負(fù)，這樣就排除了地層起伏及厚度橫向變化對計(jì)算結(jié)果的影響。

圖2 參考層厚度變化率法(據(jù)牟中海等，2002)

此種方法適用于任意起伏的地層，且所選參考層厚度趨勢沒有遭到改造，保存了當(dāng)時(shí)的信息，所求剝蝕厚度的精度就高。缺點(diǎn)在于剝蝕面是局部的，不能有大面積甚至區(qū)域剝蝕面的存在;后期形成的靜壓力不大于被剝蝕地層造成的靜壓力[5]。

2.1.2 構(gòu)造趨勢法

構(gòu)造趨勢法假定被研究的地層只有構(gòu)造變形，而沉積速率不發(fā)生突變，這樣我們就可以在構(gòu)造剖面圖上按地層界面的伸展趨勢向外延伸，勾畫出被剝蝕掉的地層界面，即得到剝蝕前的構(gòu)造剖面圖。

剝蝕類型可分為以下4種形式:尖滅型;缺頂型;褶曲截頂型;殘留型(圖3)。1)尖滅型由于地層無褶曲，且剝蝕量小，可以用向外簡單延伸方式將地層界面恢復(fù)，使之相交于尖滅點(diǎn)截止;2)缺頂型，根據(jù)殘留地層的厚度變化率來外推被剝蝕掉的地層厚度。并根據(jù)保留的地層底界推算地層頂界;3)褶曲截頂型，頂部被剝蝕，兩邊地層都保留，可依據(jù)兩側(cè)地層頂界的變化趨勢推算被剝蝕地層頂界;4)殘留型，地層頂界已完全被剝蝕，可先選取該地層在這個(gè)褶曲中的最大厚度點(diǎn)O，以O(shè)點(diǎn)為起始點(diǎn)，按與其下伏地層相同的厚度變化率向兩邊延伸(可以看到，這樣恢復(fù)的地層的厚度，實(shí)際上是缺少有力的證據(jù)的，但這是最小地層厚度，若有其它佐證，可以適當(dāng)加大O點(diǎn)處的厚度，以期更接近事實(shí))。其下伏地層兩邊實(shí)際上就是缺頂型，可按缺頂型先行恢復(fù)[14]。

圖3 四種剝蝕類型

2.2 利用沉積速率與旋回進(jìn)行剝蝕厚度恢復(fù)

沉積速率與旋回對深度的變化具有一定的規(guī)律性，利用這種規(guī)律可以進(jìn)行剝蝕厚度的恢復(fù)，此方面共有三種方法:沉積速率法、地質(zhì)年齡差比與殘留厚度乘積法和沉積波動(dòng)過程分析法。使用此類方法必須滿足以下基本條件:須考慮研究區(qū)的埋藏史，只有剝蝕后期新沉積地層的靜壓力不大于被剝蝕地層的靜壓力才能使用。

2.2.1 沉積速率法

對于平行不整合，可根據(jù)不整合面上下地層的沉積速率、剝蝕速率及地層的絕對年齡來研究和恢復(fù)剝蝕厚度。在獲取剝蝕速率時(shí)應(yīng)以研究區(qū)的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，主要是升降運(yùn)動(dòng)的特征為基礎(chǔ)。此方法最早由Van Hinte于1978年提出，根據(jù)具體地質(zhì)實(shí)際情況又可以分為兩種方法:沉積速度比值法和沉積速率趨勢法。沉積速度比值法依據(jù)相鄰地層沉積特征具有很大的繼承性和相似性，因此可以假定相鄰地層在不同地點(diǎn)的沉積速率比值相等，據(jù)此進(jìn)行剝蝕厚度恢復(fù)。具體做法為根據(jù) A、B 兩點(diǎn)厚度 H1、H2，按公式 V1/V2=V1＇/V2＇，即(H1/t1)/(H2/t2)=V1＇/(h＇2/t2)，再根據(jù) h=V1?t求得剝蝕厚度(圖4左)。沉積速率趨勢法依據(jù)在實(shí)際地質(zhì)歷史中，地層沉積速率并非處處相等，不同沉積環(huán)境的沉積速率是不同的，相同沉積環(huán)境中不同的地質(zhì)部位其沉積速率是不同的，但沉積速率的橫向變化具連續(xù)的。假設(shè)A點(diǎn)的沉積速率為h/t，B點(diǎn)的沉積速率為0，通過內(nèi)插法得到 Q點(diǎn)的沉積速率，求得原始沉積厚度，減去殘余厚度，即為Q點(diǎn)的剝蝕厚度(圖4右)。

圖4 沉積速率比值法(左)和趨勢法(右)

2.2.2 地質(zhì)年齡差比與殘留厚度乘積法

這種方法的核心是將不整合過程視為不整合物質(zhì)的沉積速率等于不整合之前物質(zhì)的沉積速率。剝蝕厚度和開始剝蝕的絕對年齡可由下式進(jìn)行計(jì)算

式中:AE為地層剝蝕開始的地質(zhì)年齡;A1和 A2分別為觀測的緊靠不整合上、下沉積物的年齡;R1和R2分別為計(jì)算的緊靠不整合上、下沉積層的沉積速率;H為剝蝕厚度(圖5)。

此種方法的優(yōu)點(diǎn)在于其嚴(yán)格公式化，適合多旋回疊合盆地中的多個(gè)不整合面的地層剝蝕厚度的恢復(fù)。缺點(diǎn):(1)考慮研究區(qū)的埋藏史，只有剝蝕后期新沉積地層的靜壓力不大于被剝蝕地層的靜壓力才能使用;(2)在進(jìn)行剝蝕恢復(fù)時(shí)，即使殘留地層中存在生物化石仍不能精確地確定剝蝕地層頂界及地層開始剝蝕的地質(zhì)年齡，只能估算地層剝蝕厚度[7]。

圖5 地質(zhì)年齡差比與殘留厚度乘積法(據(jù) Guidish，1985)

2.3 利用壓實(shí)密度進(jìn)行剝蝕厚度恢復(fù)

2.3.1 砂巖孔隙度法

地層中砂巖孔隙度隨深度變化而變化，其在沉積埋藏史中，原生孔隙度的演化隨深度的增加呈指數(shù)減少，該趨勢在半對數(shù)坐標(biāo)示中為一斜線。當(dāng)該地層在地史上未因構(gòu)造運(yùn)動(dòng)而遭到抬升剝蝕，那么直線外推到地表的孔隙度值應(yīng)近似相當(dāng)其沉積時(shí)的原生孔隙度值。與此相反，地層受到剝蝕，將曲線處推到地表應(yīng)小于原生孔隙度。此時(shí)將地表孔隙度值外推到原生孔隙度值，二者之間的垂直距離即為剝蝕地層厚度(圖6)。

圖6 砂巖孔隙度法恢復(fù)剝蝕厚度示意圖

2.3.2 泥巖壓實(shí)法(聲波時(shí)差法)

此種方法最早由日本學(xué)者真柄欽次于20世紀(jì)70年代提出，泥巖孔隙度和聲波時(shí)差具有線性關(guān)系，這是用聲波時(shí)差法推算地剝蝕厚度的理論根據(jù)。因此，泥巖壓實(shí)平衡方程可直接用聲波時(shí)差來表示:

其中:△t為地層深度為 Z(m)處的聲波時(shí)差值;△t0為外推的沒有明顯剝蝕的地表(Z=0)傳播時(shí)差(us/m);C為正常壓實(shí)趨勢斜率的常數(shù)(m-1)

在剝蝕的地區(qū)，當(dāng)剝蝕面以上再沉積的厚度小于或等于剝蝕厚度時(shí)，剝蝕面以下泥巖正常壓實(shí)趨勢線外推到△t=△t0處，即沉積剖面原始地表，原始地表和剝蝕面之間的距離，大致等于沉積地層被剝蝕掉的厚度(圖7)。

圖7 利用聲波時(shí)差推算剝蝕厚度示意圖(據(jù) Magara，1976)

2.4 利用熱演化信息進(jìn)行剝蝕厚度恢復(fù)

地層的埋深和熱演化程度一般呈正相關(guān)或線性關(guān)系，一定的熱演化程度本身就代表著其經(jīng)歷的埋深信息，這種信息在完整的地層中是連續(xù)和漸變的，若中間出現(xiàn)抬升剝蝕，這種信息則會(huì)出現(xiàn)不連續(xù)性或跳躍，故可以利用這種關(guān)系來進(jìn)行剝蝕厚度的恢復(fù)[8，15-17]。下文以鏡質(zhì)體反射率法為代表介紹此類方法。

鏡質(zhì)體反射率(Ro)的熱演化過程具有不可逆性，并且是溫度和時(shí)間的函數(shù)，其中溫度起決定性作用，因此能夠用來反映地層在地質(zhì)歷史時(shí)期所經(jīng)歷的最大溫度(Tpeak)。在正常情況下，Ro值隨深度的變化是連續(xù)的與漸變的，但當(dāng)?shù)貙釉獾絼兾g后，剝蝕面上下 Ro值不連續(xù)，發(fā)生躍遷，就可以根據(jù)剝蝕面上、下地層各自的 Ro—H(深度)曲線，然后運(yùn)用圖解法求得剝蝕厚度(圖8)。

圖8 Ro剖面法求剝蝕厚度圖解

3結(jié)語

地層剝蝕量恢復(fù)方法較多，正如地質(zhì)學(xué)研究中的其他方法一樣，但至今沒有任何一種是放之四海而皆準(zhǔn)的方法，每一種方法都有其自身的局限性和不可代替性[18-20]。筆者認(rèn)為，實(shí)際研究中可謂法無定法，在搞清楚每種方法的適用性和局限性的前提下，考慮本區(qū)資料的實(shí)際情況，運(yùn)用具體問題具體對待的辯證觀點(diǎn)來進(jìn)行分析研究，同時(shí)，可以考慮綜合多種方法進(jìn)行恢復(fù)，相互佐證 以期達(dá)到接近客觀事實(shí)的結(jié)果。

[1]劉池洋.后期改造強(qiáng)烈──中國沉積盆地的重要特點(diǎn)之一[J].石油與天然氣地質(zhì).1996(4):255-261.

[2]劉池洋，趙重遠(yuǎn)，楊興科.活動(dòng)性強(qiáng)、深部作用活躍——中國沉積盆地的兩個(gè)重要特點(diǎn)[J].石油與天然氣地質(zhì).2000，21(1):1-6，23.

[3]馬文璞.區(qū)域構(gòu)造解析[M].北京:地質(zhì)出版社.1992.28～37.

[4]史長林，紀(jì)友亮，李清山，等.包裹體測溫恢復(fù)剝蝕厚度新方法在準(zhǔn)噶爾盆地車——莫古隆起的應(yīng)用[J].吉林大學(xué)學(xué)報(bào)(地球科學(xué)版).2011，41(1):64-70.

[5]牟中海，唐勇，崔炳富，等.塔西南地區(qū)地層剝蝕厚度恢復(fù)研究[J].石油學(xué)報(bào).2002(01):40-44.

[6]張一偉，李京昌，金之鈞，等.原型盆地剝蝕量計(jì)算的新方法 --波動(dòng)分析法[J].石油與天然氣地質(zhì).2000，21(1):88-91.

[7]王毅，金之鈞.沉積盆地中恢復(fù)地層剝蝕量的新方法[J].地球科學(xué)進(jìn)展.1999，14(5):482-486.

[8]何生，王青玲.關(guān)于用鏡質(zhì)體反射率恢復(fù)地層剝蝕厚度的問題討論[J].地質(zhì)論評.1989(02):119-126.

[9]郝石生，賀志勇，高耀斌，等.恢復(fù)地層剝蝕厚度的最優(yōu)化方法[J].沉積學(xué)報(bào).1988(04):93-99.

[10]曹強(qiáng)，葉加仁，王巍.沉積盆地地層剝蝕厚度恢復(fù)方法及進(jìn)展[J].中國石油勘探.2007，12(6):41-46.

[11]陳書平.沉積盆地波動(dòng)分析理論基礎(chǔ)探討[D].中國地震局地質(zhì)研究所.2004.

[12]胡少華.基于地震資料的構(gòu)造——沉積綜合分析法——一種剝蝕厚度恢復(fù)新方法[J].石油地球物理勘探.2004(04):478-483.

[13]龐雄奇，陳章明，陳發(fā)景.含油氣盆地地史、熱史、生留排烴史數(shù)值模擬研究與烴源定量評價(jià)[M].北京:地質(zhì)出版社.1993.

[14]王敏芳，黃傳炎，徐志誠，等.淺述地層剝蝕量恢復(fù)的基本原理與方法[J].海洋石油.2006，26(1):28-33.

[15]高勝利，任戰(zhàn)利.鄂爾多斯盆地剝蝕厚度恢復(fù)及其對上古生界烴源巖熱演化程度的影響[J].石油與天然氣地質(zhì).2006(02):180-186.

[16]胡圣標(biāo)，汪集晠，張容燕.利用鏡質(zhì)體反射率數(shù)據(jù)估算地層剝蝕厚度[J].石油勘探與開發(fā).1999(04):42-45.

[17]陳增智，柳廣弟，郝石生.修正的鏡質(zhì)體反射率剝蝕厚度恢復(fù)方法[J].沉積學(xué)報(bào).1999，17(1):141-144.

[18]劉池洋，張東東.盆地復(fù)雜系統(tǒng)特征與研究思想和方法論[J].西北大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版).2009(3):350-358.

[19]劉池洋.沉積盆地動(dòng)力學(xué)與盆地成藏(礦)系統(tǒng)[J].地球科學(xué)與環(huán)境學(xué)報(bào).2008(1):1-23.

[20]劉池洋，張復(fù)新，高飛.沉積盆地成藏(礦)系統(tǒng)[J].中國地質(zhì).2007(3):365-374.