实际的构造研究中剥蚀量恢复方法研究进展

剥蚀量恢复方法研究一、利用声波时差法求取剥蚀量该方法的基本理论早在1976年分别由Magara 、真柄钦次提出，泥质岩的压实过程不受时间因素的影响，而且压实作用是不可逆的，认为在有剥蚀的地区当不整合面以上沉积物的厚度小于剥蚀厚度时，将不整合以下泥岩的压实的压实趋势线上延至△t0处即为古地表，古地表与不整合面之间的距离即为剥蚀厚度，如图1-1所示。

图1-1 利用泥岩压实曲线求取剥蚀厚度示意图 a 、剥蚀厚度；b 、再沉积厚度；c 、补偿厚度1、模型（压实模型）改进过程在正常压实情况下，页岩压实与上覆的负荷或埋深有关，孔隙度是页岩压实程度的度量，而声波测井资料直接反映了页岩压实程度的大小。

因此，根据正常的压实趋势，应用声波测井资料推算沉积层的压实程度，就可以估算被剥蚀地层的厚度。

它的应用依赖于正确确定地下沉积层的孔隙度—深度和声波传播时间—深度关系。

因此说利用声波时差恢复剥蚀厚度的核心问题是压实模型的正确选择问题。

（1）Athy 模型（1930）由Athy 最早提出的泥页岩孔隙度—深度之间的简单指数模型得到了人们的广泛应用： )exp(0bX -=φφ （1-1）其中，Ф—表示岩石孔隙度，%；Ф0为地表岩石孔隙度；X 为岩石埋深。

Athy 模型较好地预测了一定深度处的岩石孔隙度值：如地表X=0时，Ф=Ф0；在大深度处X →∞，Ф→0。

大量的野外资料和实验研究也表明岩石孔隙度—深度曲线呈现为一般的指数特征[4]。

因此Magara 应用该模型计算剥蚀量。

声波传播时间—深度模型：声波传播时间由测井资料获得，是声波从钻孔传到接收器的时间，它主要依赖于岩性、孔隙度和流体含量等因素。

大量实验结果表明，在具有均匀分布的小孔隙的固结地层中，传播时间与孔隙度存在正比例线性关系。

因而，不同深度的声波传播时间与不同深度的孔隙度变化可以相类比，即在正常压实情况下可以用指数函数形式来表达声波时差与深度的关系[1]：T=Toexp （一bX ） （1-2）其中，X 表示深度，T 表示声波传播时间，To 为声波在地表的传播时间（X=0），b 为指数衰变常数。

（2）Henry 模型（1996）在达到一定深度时，方程（2）与实际的声波测量值有偏差[6]。

Henry[2]认为，方程（2）不能完全表达孔隙度—深度关系的一个重要原因是它错误地预测了声波在完全压实的岩石中的传播时间为0。

事实上，声波即使在没有孔隙岩石中的传播时间也不可能为0，而是趋向于一个恒定值一声波在岩石基质中的传播时间。

因此，他认为孔隙度—深度之间的函数关系应为[2]:：T=Toexp（-bX）+c （1-3）式中，c代表偏移常量，大致等于声波在岩石基质中的传播时间。

Henry模型考虑了岩石声速的物理范围，在地层深部拟合得很好。

但笔者在应用这种方法进行剥蚀量计算中发现，拟合结果在浅部出现了较大的偏差，原因是该模型忽略了声波在地表(X=0)处的传播时间应为一恒定值，即To，它一般等于声波在沉积水盆地的表面传播时间。

由方程（3）不难看出，当X=0时，T=To+c，这显然与理论模型不符。

（3）牟中海模型（2000）声波传播时间与深度之间更为准确的关系应同时满足不同深度地层的真实情况。

因此,本文提出了如下改进模型：T=（To-c）exp（-bX）+c （1-4）在大深度处，如X→∞，T=c，即深度无穷大时，岩石认为不可再压实，孔隙度为0，声波在这种岩石中的传播时间相当于声波在岩石基质中的传播时间；在地表X=0处，T=T0，即声波在地表的传播时间基本上为一常数，相当于在水中的传播时间。

这一改进的指数模型在浅部和深部都能较好地反映了地质情况的真实性，从而提高了压实趋势的预测能力。

（4）几种模型回归的压实曲线及计算的剥蚀量比较图1-2 西湖凹陷理想压实趋势拟合图1-3 几种方法得出的理想压实趋势拟合比较（西湖凹陷西部斜坡带，牟中海，2000）从图1-3中可以看出，简单的指数模型得出的拟合曲线与实测点偏差较大，特别是在大深度处，偏离了实测点范围；Henry模型在中部和大深度有极好的拟合效果，但在浅部突然向下弯曲，大大地偏离了实测点范围；而牟中海改进的模型得出的拟合曲线与实测点间有较好的拟合程度，在深部和浅部都具有较高的预测能力。

从东海1井计算的剥蚀量来看，简单的指数模型得出的剥蚀量达2300m（偏大）；Henry模型计算的剥蚀量约为1550m（偏小）；而牟中海改进的模型得出的剥蚀量达1750m。

图1-5 东海1井T10不整合下的地层压实趋势拟合图1-6 东海1井T10不整合面剥蚀量计算比较2、模型实用条件的探讨（1）条件之一：不整合以上沉积物的厚度必须小于剥蚀厚度，因此该方法对存在多个不整合面的叠合盆地该方法不实用（Magara、真柄钦次和牟中海）。

（2）条件之二（对条件一根本的解释）：牟中海（2001年）认为这一方法的不合理处在于只考虑了不整合面之上新地层厚度与被剥蚀地层厚度的关系，而未考虑二者密度可能不同所导致的岩层静压力差异。

笔者在研究柴达木盆地北缘地层压实规律时发现，能否根据压实规律来恢复剥蚀厚度，关键因素并非厚度，而是不整合面以上新地层对其以下老地层和被剥蚀地层在剥蚀前对老地层各自所施加的压力是否相同。

二者是否相同，可根据老地层压实曲线斜率（Ｃ老）与新地层压实曲线斜率（Ｃ新）是否一致判断。

①不整合面上、下的压实曲线斜率相等这种情况说明新地层与被剥蚀地层在同一深度上具有相同的压力，因为二者中的泥岩Δｔ0值可认为相等。

存在3种情况：图1-7 C新等于C老时的剥蚀厚度恢复1）老地层压实曲线位于新地层压实曲线左侧（见图1-7ａ），老地层压实规律未改变，可以用声波时差法恢复剥蚀厚度。

2）不整合面上、下的地层压实曲线位于同一直线（见图1-7ｂ），老地层压实规律被破坏，无法用声波时差法恢复剥蚀厚度。

3）老地层压实曲线位于新地层压实曲线右侧（见图1-7ｃ），说明不整合面以下可能存在欠压实，也不能用声波时差法恢复剥蚀厚度。

②不整合面上、下地层压实曲线斜率不相等这种情况说明新、老地层的地压梯度不相等，即新沉积地层与被剥蚀地层在同一深度的压力不同。

有两种情况：1）Ｃ新小于Ｃ老这种情况反映新地层对老地层施加的压力小于被剥蚀地层剥蚀前对老地层施加的压力，因而不整合面以下地层的压实规律未被破坏。

不整合面以上的新沉积层厚度可能小于剥蚀厚度（见图8ａ），也可能大于剥蚀厚度（见图8ｂ），显然这两种情况都可以用声波时差法恢复剥蚀厚度。

图1-8 Ｃ新小于Ｃ老剥蚀厚度恢复当上覆岩层以粗粒沉积为主时，地压梯度较大，当上覆层以细粒沉积为主时，地压梯度较小。

所以，不同地区或同一地区不同时期的构造层造成的地压梯度不会完全相同。

据计算，以粗粒沉积（砂、砾岩夹少量泥岩，平均密度取值2.7ｇ/ｃｍ3）为主的4000ｍ厚地层产生的压力相当于以细粒沉积（泥岩夹少量砂、砾岩，平均密度取值2.1ｇ/ｃｍ3）为主的15143ｍ厚地层产生的压力。

因此在4000ｍ深度，如果被剥蚀老地层以粗粒沉积为主，而新沉积地层以细粒沉积为主，则在后者厚度比前者厚度大1000ｍ以上时，也能用声波时差法恢复被剥蚀地层厚度。

2）Ｃ新大于Ｃ老在这种情况下，如果老地层压实曲线位于新地层压实曲线左侧（见图1-9ａ），表示新地层对老地层施加的压力比被剥蚀地层剥蚀前对老地层施加的压力小，可以用声波时差法恢复剥蚀厚度。

但是，如果老地层压实曲线位于新地层压实曲线右侧（见图1-9ｂ），那么不整合面以下老地层多存在欠压实，不能用声波时差法恢复剥蚀厚度。

图1-9 C新大于C老时的剥蚀厚度恢复二、地质法1、邻层厚度比值法（牟中海，2001年）在同一构造层内，地层的沉积具有继承性和持续性，根据这一特点，可依据保存完整的相邻层厚度(上覆层厚/下伏层厚)比值与下伏层厚度的乘积来估算上覆层沉积厚度，若估算值大于上覆残余层厚度，则超出部分为剥蚀厚度（图2-1）；否则，则上覆层未被剥蚀。

该方法除了仅限于在同一大的构造层内、不能跨越大的区域性不整合面计算外，有如下的特点：①与盆地的构造运动次数和升降幅度无关，不仅适合于单斜层，而且也适合于任意起伏的地层；②由于以地震资料为依据，控制点多，可信度高；③方法简单，只需要厚度资料，不需要剥蚀时间，可操作性强。

图2-1 邻层厚度比值法确定剥蚀厚度图2、未被剥蚀地层厚度趋势延伸法（牟中海，2001年）这种方法又称地质构造法或地质外推法或地质分析法或趋势面分析法。

使用该方法的前提是假设剥蚀前岩层的厚度均一或厚度变化均匀。

根据厚度的变化推算剥蚀量。

经常使用的资料品质比较好的地震剖面。

地层厚度在横向上常有一定的变化规律，根据未剥蚀地层厚度及沉积边界(厚度为零)内插或者根据未被剥蚀的两点地层厚度外插可估算被剥蚀地层厚度(见图2-2)。

该方法有较强的适用性。

图2-2 未被剥蚀地层厚度趋势延伸法示意图3、沉积速率法（Van Hinch，1978）使用这种方法的条件是要知道剥蚀面或不整合面代表哪一段时限，在这个时限内哪一层段的沉积被剥蚀了。

这段时限实际是包括了两部分。

一部分是该厚度的沉积岩沉积时所用的时间；另一部分是该厚度的沉积岩被剥蚀所用的时间。

如果知道被剥蚀岩层的沉积速率。

知道不整合上、下岩层的绝对年龄，就可以算出被剥蚀掉的沉积厚度。

在计算时，须作出关于剥蚀速率的判别，即剥蚀速率是等于不整合以下岩层的沉积速率，还是等于不整合以上岩层的沉积速率。

在做这种判断时应以研究区的构造运动，主要是升降运动的特征为基础。

这种判断也只是近似的，很可能剥蚀速率既不等于不整合面以下岩层的沉积速率，也不等于不整合面以上岩层的沉积速率。

三、用镜质体反射率法恢复剥蚀厚度方法1、Dow 法1977年Dow 发现，在穿过不整合面时，镜质体反射率变化常常是不连续的，由于连续沉积的地层R 0的对数一般与深度呈线性关系，这样可以用图解的方式来恢复剥蚀量（图3-1）。

亦可由下面的推导的关系式来定量计算：如果不整合面上覆地层的镜质体反射率R 01与埋深D 的关系为：D=a 1ln(R 01)+b 1 （3-1）相应地，不整合面下伏地层的镜质体反射率R 02与D 的关系为：D=a 2ln(R 02)+b 2 （3-2）由式（1）、（2）计算出不整合面上、下的镜质体反射率值R 01、R 02后，则下部地层的剥蚀量H 为：⎪⎪⎭⎫⎝⎛=-⋅=122122ln )]ln()[ln(o o o o RR a R R a H （3-3）图3-1 Dow 镜质体反射率法恢复剥蚀厚度原理图2、陈增智（1998）修正法该方法以化学动力学思想为指导，建立了Ro 与TTI 间的关系，并通过TTI 来反映有机质演化过程中的化学动力学行为。

110R o/%250030003500400045005000D /m图2-11 D ow 镜质体反射率法恢复剥蚀厚度原理图从理论上讲，TTI 和R 0的对数均与深度成线性关系，则TTI 与R 0间就应为双对数线性关系，即：11)ln(Y TTI X D += （3-4）22)ln(Y R X D o += （3-5）即：y TTI X R o +=)ln(ln （3-6）不整合上、下地层亦有：ln(R 01)=X ln(TTI 1)+y （3-7） ln(R 02)=X ln(TTI 2)+y （3-8） 同时：I TT TTI TTI'+=12（3-9）其中：R 01、R 02为不整合面上、下镜质体反射率；TTI 1、TTI 2为不整合面上、下的TTI 值,TTT ˊ为不整合面下部地层从沉积开始，到抬升剥蚀，再到第二次埋藏前的TTI 值。