陳 亮, 楊亞斌, 徐夢龍, 孫誠業(yè)

(1.中國地質(zhì)調(diào)查局 地球物理中心，廊坊 065000； 2.中國地質(zhì)科學(xué)院 地球物理地球化學(xué)勘查研究所，廊坊 065000)

0 引言

通常沉積盆地的蓋層密度明顯低于盆地基底的密度，重力數(shù)據(jù)能有效地反應(yīng)盆地基底起伏特征[1]。但在火山巖覆蓋的油氣盆地中，由于高密度的火山巖分布于沉積地層之中，使沉積蓋層的密度分布變得相對復(fù)雜，直接利用區(qū)域重力數(shù)據(jù)進(jìn)行基底界面起伏特征的識別變得十分困難。前人在火山巖盆地中嘗試?yán)貌煌募夹g(shù)手段對重磁資料開展處理：①提取局部磁異常來圈定火山巖分布范圍，用功率譜估算法求取火山巖上頂埋深，并推廣皮德遜(Pederson)理論求出磁性層的厚度[2-3]；②基于先驗(yàn)信息約束處理(如在地震資料確定火山巖形態(tài)的基礎(chǔ)上開展正演計算)，剝離火山巖的重力異常來研究盆地的基底及結(jié)構(gòu)[4-5]。但由于火山巖層對地震波具有強(qiáng)屏蔽效應(yīng)，雖然近年來火山巖區(qū)地震勘探取得了一定的成效[6]，但地震資料對火山巖的識別仍存在較大的不確定性。磁源重力異常提出時間雖然較早，但大都用于定性分析中[7-12]。由于位于大興安嶺東北緣的大楊樹盆地蓋層中發(fā)育的火山巖具有埋藏淺、重磁同源的特征，筆者嘗試?yán)弥卮刨Y料開展盆地基底的研究,主要步驟包括：①分離出淺層火山巖的磁異常;②采用磁源重力異常計算;③獲取火山巖的重力異常;④消除火山巖影響后以及深部背景重力異常后獲得剩余重力異常能夠較好地反應(yīng)了盆地基底的起伏特征。

圖1 大楊樹盆地中北部及周緣地質(zhì)圖Fig.1 Geological map of central and northern Dayangshu basin and its periphery

1 大楊樹盆地地質(zhì)概況

大楊樹盆地是大興安嶺褶皺帶內(nèi)的一個北北東向位于松遼盆地西部外圍，在前侏羅紀(jì)基底上發(fā)展起來的晚中生代殘留盆地。大興安嶺斷裂帶對大楊樹盆地的巖漿活動具有明顯地控制作用。大楊樹盆地被火山巖覆蓋，在火山巖之下發(fā)育有沉積巖和火山巖間互地層。大楊樹盆地基底以上主要發(fā)育白堊系甘河組(K3g)、白堊系九峰山組(K1j)和龍江組(J1l)三套含火山巖地層(圖1)，火山巖類型多樣 ,主要為安山巖、玄武巖、粗面安山巖和英安巖,其次為流紋巖、玄武質(zhì)粗面安山巖和玄武安山巖[21]。甘河組火山巖極為發(fā)育,以玄武巖、安山玄武巖為主，甘河組上覆地層零星出露且不含火山巖。甘河組下伏地層九峰山組上部為一套含煤地層基泥巖層，下部為中基性熔巖、火山碎屑巖夾沉積巖。龍江組上部為中酸性火山熔巖夾火山碎屑巖和沉積巖，下部為中性熔巖夾碎屑巖，基底主要為花崗巖和二疊系及前二疊系變質(zhì)巖組成。

圖2 大楊樹盆地中北部重磁相關(guān)分析R系數(shù)圖Fig.2 R-coefficient of gravity and magnetic correlation analysis in the central and northern Dayangshu basin

2 物性特征分析

2.1 盆地火山巖物性基本特征

盆地內(nèi)火山巖的重力、磁力異常受其巖性和分布的控制，有各自鮮明的特點(diǎn)?；鹕綆r形成以后，其密度一般不隨深度的增加而發(fā)生顯著地變化，具有相對的穩(wěn)定性，而沉積巖的密度不僅和巖性有關(guān)，同時隨著深度的增加、壓實(shí)作用加強(qiáng)，密度也逐漸增大[13]?；鹕綆r在地表或近地表能形成局部重力高，當(dāng)其分布范圍較小時，重力異常能有效識別和提取，如果火山巖大范圍發(fā)育或埋藏較深時，其異常疊加于背景重力場之中則難以識別和提取。

在火山巖磁化率方面，其大小與其所含的暗色礦物有關(guān)，總體上具有從基性巖到酸性巖逐漸減小的趨勢(如玄武巖類大于安山巖類，安山巖類大于流紋巖類)。在地表或近地表的火山巖磁異常常表現(xiàn)為雜亂、幅值較大、正負(fù)相間、呈跳躍狀磁異常，火山巖磁異常易識別和提取?；鹕綆r埋藏較深，地表磁異常則相對寬緩，火山巖和基底巖石磁性有較大差異也能有效識別和提取，但對磁異常精度要求較高。

2.2 大楊樹盆地地層物性特征

由已知地質(zhì)資料可知古生界和花崗巖組成了本工作區(qū)基底，物性分析表明該區(qū)有兩個主要的物性界面:①白堊系甘河組與九峰山組和侏羅系的龍江組，密度差約為0.07 g/cm3;②九峰山組和侏羅系的龍江組與下覆基底的密度界面，密度差約為0.16 g/cm3，為該區(qū)最主要的密度界面(表1)[20]。

盆地內(nèi)形成了的雙層密度界面，在缺乏已知條件約束的情況下，給定量反演基底埋深帶來了困難。但由于盆地內(nèi)甘河組蓋層中的火山巖具有埋藏淺、厚度大等特征，厚度局部可達(dá)1 000 m，以玄武巖為主[14]，剩磁和感磁較強(qiáng)且密度大，相關(guān)分析顯示盆地內(nèi)多個區(qū)塊剩余重磁異常正相關(guān)，具有重磁同源的特征(圖2)，因此通過磁異常來圈定大楊樹甘河組火山巖，并計算其重力異常效應(yīng)，從消除高密度火山巖重力異常影響，把雙密度界面問題簡化為單密度界面問題，是一種識別火山巖盆地的凹陷區(qū)的有效途徑。

表1 大楊樹盆地地層密度統(tǒng)計表

圖3 火山巖磁化率模型圖Fig.3 Magnetic susceptibility model of volcanic rocks

3 處理方法

3.1 火山巖磁異常提取

大楊樹盆地甘河組火山巖由于埋藏淺具有高頻磁異常特征，可以通過位場異常分離技術(shù)有效地提取與火山巖有關(guān)的磁異常。提取火山巖磁異常可以采用頻率域的方法，如余弦窗濾波、向上延拓法、匹配濾波法，也可以采用空間域的插值切割、窗口法、趨勢面分析等方法來求取。

根據(jù)工作區(qū)火山巖分布特征建立磁化率模型(圖3)：建立6個模型體，分別表示工作區(qū)各類磁性體：1號模型長寬為1 km*0.6 km,2號模型長寬為1.6 km*0.8 km，厚為一百余米，埋深為0 m，磁化率831(4π×10-6SI)，代表了甘河組玄武巖等基性火山巖分布特征；3號模型長寬為1.4 km*0.4 km,厚為0.2 km，中心埋深為0.8 km，磁化率為673(4π×10-6SI)，并下伏于2號模型之下，代表了九峰山組發(fā)育的中基性火山巖；4號、5號模型代表龍江組中酸性火山巖，磁化率為468(4π×10-6SI)，中心埋深分別為1.2 km和0.55 km,6號模型代表了埋深更深的花崗巖，長寬為1.8 km*1.4 km，厚為1 km，中心埋深為2 km，磁化率389 (4π×10-6SI)。圖4(b)是采用一次切割法獲取了磁異常，很好的對應(yīng)了1號、2號模型，也就是甘河組火山巖，其他模型磁信息基本無顯示或者僅僅為弱顯示；圖4(c)是利用一次切割后的區(qū)域異常二次切割得到的剩余磁異常，該異常很好的顯示了3號、4號、5號、6號模型的磁異常分布，但仍然殘留了1號、2號模型的部分磁異常信息，二次切割后的區(qū)域磁異常顯示為寬緩磁異常，值為0 nT～2.5 nT。

圖4 插值切割法提取模型磁異常圖Fig.4 Magnetic anomaly map of model extracted by interpolation cutting method(a)模型正演磁異常;(b)插值切割剩余磁異常;(c)二次切割剩余磁異常;(d)二次切割區(qū)域磁異常

針對大楊樹盆地火山巖磁異常提取的模型試驗(yàn)表明，一次插值切割能有效提取淺層火山巖磁異常，插值切割法是提取火山巖磁異常有效的方法之一。插值切割法提取火山巖局部磁異常有較好的效果[15]利用局部異常與區(qū)域場在波長、振幅或位置上存在的明顯差異，采用與位場曲率變化有密切關(guān)系的切割算子，連續(xù)進(jìn)行插值切割，把復(fù)雜磁異常中具有高、中頻震蕩特征的目標(biāo)異常逐步除掉[16]，得到有一定光滑程度的區(qū)域異常，從原始磁場中減去區(qū)域異常，就得到了局部異常。

由于大楊樹盆地甘河組玄武巖廣泛分布于盆地內(nèi)，通過航磁異常數(shù)據(jù)(圖5)可以看出,一次插值切割的局部磁異常(圖6)亦主要分布于甘河組地層內(nèi)，但中南部磁異常更發(fā)育，說明大楊樹盆地中南部具有高磁異常特征甘河組玄武巖亦更發(fā)育，那么其對沉積凹陷圈定影響就更大。

圖5 大楊樹盆地及外圍航磁異常圖Fig.5 Aeromagnetic anomaly map of Dayangshu basin and its periphery

圖6 大楊樹盆地及外圍局部航磁異常圖Fig.6 Local aeromagnetic anomaly map of Dayangshu basin and its periphery

3.2 磁源重力異常計算

3.2.1 磁源重力異常原理

Baranov[17]提出了磁源重力異常的概念，通過對磁異常進(jìn)行垂向積分得到，可以突出區(qū)域性和深部的磁異常。這種由磁異常換算出來的重力異常稱之為“磁源重力異?！?。

對于均勻磁化且又密度均勻物體產(chǎn)生的重力位與磁位，可用泊松定理進(jìn)行描述:

(1)

式中:U為磁位;V為重力位;J為場源磁化強(qiáng)度矢量;Δσ為場源密度差;G為引力常數(shù);J/GΔσ為泊松比，對同一地質(zhì)體，當(dāng)由式(1)可以方便的得到式(2)。

(2)

式(2)表明,重力位V可由磁位沿磁化方向的反方向積分并除以泊松比得到。根據(jù)重力異常的定義，式(2)可表示為:

(3)

這表明磁場垂直分量Za沿磁化方向積分并除以泊松比可得到重力異常,此時得到的重力異常稱為磁源重力異常。磁源重力異常，常常被人們用來簡化復(fù)雜的磁異常特征，來解釋深部地質(zhì)結(jié)構(gòu)。

3.2.2 模型試驗(yàn)

設(shè)計兩個模型體(圖7)，1號模型和2號模型，1號模型大小為8 km*10 km*5 km，埋深為“0”，2號模型大小為18 km*20 km*10 km，埋深為800 m，磁化強(qiáng)度均為560 A.m，剩余密度均為0.1 g/cm3，均與甘河組密度、磁性參與相近。通過正演模型重力值，和計算模型磁源重力異常值進(jìn)行對比，結(jié)果顯示模型正演重力值大小和形態(tài)均與磁源重力異常高度吻合(圖8)。截取穿過模型體一剖面，剖面曲線更為細(xì)致地反應(yīng)了兩者之間這種數(shù)據(jù)吻合特征。由于磁源重力異常計算是一種積分運(yùn)算，積分后使得異常范圍變大，梯度變小。同時使得計算值略小于正演值，但這種差值與模型體產(chǎn)生的異常值相比，占比很小，約小于1/20，以至于不會對結(jié)果產(chǎn)生較大影響。

圖7 設(shè)計模型體三維立體圖Fig.7 Three dimensional view of design mode

圖8 模型正演重力與磁源重力異常圖Fig.8 Comparison between forward gravity value of density model and calculated value of magnetic source gravity anomaly(a)模型正演重力異常；(b)模型磁源重力異常；(c)模型正演重力與磁源重力曲線

理論模型的磁異常數(shù)據(jù)計算與實(shí)驗(yàn)分析，證實(shí)了通過柏松公式計算的磁源重力異常與模型正演的重力異常的具有較好的一致性，實(shí)際運(yùn)用的案例中也顯示出良好的效果[18-19]。利用該方法處理大楊樹盆地提出的淺層磁異常(圖4)，使用參數(shù)與上述模型試驗(yàn)參數(shù)一致，獲取的磁源重力異常見圖9。

圖9 幾種方法求取的區(qū)域重力場圖Fig.9 Regional gravity field obtained by several methods(a)趨勢分析求取的區(qū)域重力場;(b)小波分解求取的區(qū)域重力場;(c)插值切割求取的區(qū)域重力場

3.3 重力異常分離

重力異常分離的目的：①剝離基底以下深部物質(zhì)引起的區(qū)域重力異常，獲取沉積蓋層的剩余重力異常;②再次剝離沉積蓋層中火山巖的所引起的那部分重力異常(即前面通過磁異常換算的磁源重力異常)。

針對基底以下深部物質(zhì)引起的區(qū)域重力異常，筆者通過趨勢面分析法、小波多尺度分解法以及插值切割法分別對布格重力異常進(jìn)行分離試驗(yàn)。其原則是選取適當(dāng)?shù)膮?shù)，對各方法分離的區(qū)域場和剩余場進(jìn)行對比，選取符合已知地質(zhì)情況的重力異常。結(jié)果表明趨勢場的區(qū)域場更符合深部重力場的低頻特征(圖9)，剩余場與已知電法剖面低阻凹陷吻合度高[20](圖14)，另外兩種方法區(qū)域場都含有相對高頻的異常信息和細(xì)節(jié)。僅由沉積巖引起的剩余重力異常通過原始異常減去區(qū)域重力異常和磁源重力異常獲取，計算公式為式(4)。

圖10 剝離了火山巖影響剩余重力 與其識別的凹陷分布圖Fig.10 Shows the distribution of depressions with volcanic rocks and residual gravity

圖11 未剝離火山巖影響剩余重力 與其識別凹陷分布圖Fig.11 Distribution of residual gravity affected by undelayed volcanic rocks and its identification sag

圖12 局部磁異常與沉積凹陷分布圖Fig.12 Distribution of local magnetic anomaly and sedimentary depression

圖13 磁源重力異常與沉積凹陷分布圖Fig.13 Distribution of magnetic source gravity anomaly and sedimentary depression

圖14 已知剖面[21](S2)與新圈定凹陷區(qū)分布圖Fig.14 Known profile and newly delineated sag area distribution map and [21] (S2)

△g沉=△g布-△g區(qū)-△g磁

(4)

式中:△g布為布格重力異常;△g區(qū)為區(qū)域重力場;△g磁為磁源重力異常；△g沉為沉積巖引起的重力異常。

4 凹陷區(qū)識別與分析

由于甘河組主要以玄武巖為主，通過磁源重力異常換算，其重力效應(yīng)基本被剝離，而九峰山組和侏羅系龍江組的密度相當(dāng)，且小于基底密度，此時盆地內(nèi)就形成了單密度界面。剝離了火山巖重力效應(yīng)和深部重力背景常的剩余重力異常值的大小此時就能基本反應(yīng)基底起伏所產(chǎn)生的重力異常。

通過對大楊樹盆地中北部重磁異常進(jìn)行上述處理，獲取了基本由基底起伏產(chǎn)生的重力異常，通過以上分析，獲取的剩余重力異常變得簡單易識別，直接利用負(fù)的剩余重力異常在盆地內(nèi)共圈定7處沉積凹陷區(qū)(圖10)。通過對比圖10和圖11可以看出，臥羅河太平莊凹陷區(qū)重力低在剝離后清晰的顯示出來，甘河寶山凹陷在剝離火山巖影響后，異常值更低，范圍更大，表明受火山巖影響較大。其他凹陷區(qū)重力異常形態(tài)、重力值變化相對較小，說明火山巖規(guī)模相對較小，重力異常受火山巖影響也較小(圖12、圖13)。一條穿過新圈定的臥羅河太平莊凹陷、甘河寶山凹陷區(qū)的已知剖面[20](圖14)，顯示出與新圈定的凹陷區(qū)二者有很好的對應(yīng)關(guān)系，從而驗(yàn)證利用該方法識別凹陷區(qū)的有效性。已有資料表明該區(qū)沉積巖具有較好的生烴能力[21]，新圈定的臥羅河太平莊凹陷和甘河寶山凹陷，剩余重力異常連續(xù)，顯示出沉積規(guī)模和厚度都較大，具有較好的油氣勘探前景。

5 結(jié)論

由于大楊樹盆地發(fā)育大范圍的玄武巖，高密度火山巖對分析基底界面起伏引起的剩余重力異常帶來很強(qiáng)地干擾。通過磁源重力異常計算，能有效提取其剩余重力異常，獲取更準(zhǔn)確的基底界面起伏引起的重力異常。利用剝離了高密度火山巖的重力異常更準(zhǔn)確地圈定了大楊樹盆地中北部沉積凹陷區(qū)，新圈定的凹陷區(qū)發(fā)育成規(guī)模的沉積巖，具有良好的油氣勘探前景，取得了較好的地質(zhì)效果，對同類型的火山巖覆蓋盆地沉積凹陷的識別有一定的參考意義。需要說明的是，影響該方法結(jié)果的因素較多，包括剩余密度、磁化強(qiáng)度的選取、火山巖磁異常的提取等都會對計算結(jié)果產(chǎn)生影響，筆者只進(jìn)行了半定量分析，應(yīng)進(jìn)一步研究該方法進(jìn)行火山巖重力異常剝離效果和精度，以進(jìn)行定量解釋。